Processus géophysiques de surface des plaines de lave de la

UNIVERSITE TOULOUSE III – PAUL SABATIER

Laboratoire de Dynamique Terrestre et Planétaire [email protected] 14 av. Edouard Belin, 31 400 Toulouse

Ecole doctorale Sciences de l’Univers, de l’Environnement et de l’Espace

Processus géophysiques de surface des plaines de lave de la Processus géophysiques de surface des plaines de lave de la Processus géophysiques de surface des plaines de lave de la Processus géophysiques de surface des plaines de lave de la province volcanique de Cerberus, Marsprovince volcanique de Cerberus, Marsprovince volcanique de Cerberus, Marsprovince volcanique de Cerberus, Mars

THESE

Présentée et soutenue publiquement par Julien VAUCHER

Le 22 Octobre 2007

En vue de l’obtention du grade de Docteur de l’Université Toulouse

Spécialité : Géophysique et Télédétection

Directeurs de thèse David BARATOUX & Patrick PINET

JURY Pascal ALLEMAND Rapporteur David BARATOUX Directeur de thèse Jean-Luc BOUCHEZ Examinateur François COSTARD Rapporteur Kei KURITA Examinateur Hirdy MIYAMOTO Rapporteur Patrick PINET Directeur de thèse

Table des matières

1 Dédicace 7

2 Remerciements 9

3 Preface 11

4 Introduction 13

5 La physique du volcanisme 17

5.1 Introduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18

5.2 Structure interne et di�érenciation planétaire . . . . . . . . . . . . . . . . . 18

5.2.1 Structure interne de la Terre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18

5.2.2 Dynamique du manteau terrestre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19

5.2.3 Composition interne de Mars . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21

5.2.4 Organisation thermique et dynamique Martienne . . . . . . . . . . 23

5.3 Formation et ascension des �uides silicatés . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26

5.3.1 Origine des �uides . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26

5.3.2 Migration du magma : une a�aire de densité . . . . . . . . . . . . . 29

5.3.3 Volcanisme explosif ou e�usif : un problème d'éléments volatils . . . 35

5.4 Morphologies des e�usions volcaniques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42

5.4.1 Taille des édi�ces . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42

5.4.2 Composition et rhéologie des laves . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43

5.4.3 Modèles de mise en place de coulées de laves . . . . . . . . . . . . . 46

5.5 Conclusion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 54

5.5.1 Structure interne des planètes telluriques . . . . . . . . . . . . . . . 55

5.5.2 Origine et migration des magmas silicatés . . . . . . . . . . . . . . 55

5.5.3 Morphologies volcaniques en surface . . . . . . . . . . . . . . . . . . 56

5.5.4 Les autres planètes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 56

6 Le Volcanisme Martien 57

6.1 Introduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 58

6.2 Mars : surfaces d'origine volcanique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 58

6.2.1 Présentation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 58

6.2.2 Morphologie globale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59

6.2.3 Méthode chronologique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61

6.2.4 Rugosité des structures volcaniques . . . . . . . . . . . . . . . . . . 66

6.3 Histoire du volcanisme martien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69

6.3.1 Les édi�ces actuels . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69

3

4 TABLE DES MATIÈRES

6.3.2 Le volcanisme au Noachien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 73

6.3.3 Le volcanisme à l'Hesperien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 73

6.3.4 Le volcanisme à la �n Hesperien et début Amazonien . . . . . . . . 76

6.3.5 Le volcanisme au milieu et �n Amazonien . . . . . . . . . . . . . . 79

6.4 Discussion et conclusion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 79

6.4.1 Evolution temporelle des morphologies volcaniques . . . . . . . . . 79

6.4.2 Durée de vie des centres d'activité volcanique . . . . . . . . . . . . 84

6.4.3 Evolution des magmas pour un centre d'activité . . . . . . . . . . . 88

6.4.4 Activité volcanique actuelle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 89

6.4.5 Etude des plaines de Cerberus : Une contribution à l'histoire volca-

nique de Mars . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 89

7 Cartographie des plaines de Cerberus 93

7.1 Introduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 98

7.2 Methodology . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 98

7.2.1 Geological mapping . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 99

7.2.2 Relative and absolute dating by crater counts . . . . . . . . . . . . 100

7.2.3 Volume estimation of recent lava formations . . . . . . . . . . . . . 103

7.3 Observation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 108

7.3.1 Geological Map . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 108

7.3.2 Geology of Cerberus and typography . . . . . . . . . . . . . . . . . 108

7.3.3 Volcanism . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 110

7.3.4 Volcanism and Water . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 117

7.3.5 Volcanism and Tectonics . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119

7.3.6 Volumes of volcanic material. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 122

7.4 Discussion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 126

7.4.1 Volcanism . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 126

7.4.2 Fractures . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 128

7.4.3 Chronology of �uvial events and distribution of water in the crust . 128

7.4.4 Volumes and �ow rates . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 132

7.5 Conclusion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 133

8 Transport éolien de cendres volcaniques sur Cerberus 137

8.1 Introduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 141

8.2 Morphologic observations . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 142

8.2.1 Evidence for a di�erent eolian dynamics of bright and dark material 142

8.2.2 The distribution of dark material exposures . . . . . . . . . . . . . 150

8.3 Thermal and spectral properties of dark material . . . . . . . . . . . . . . 160

8.3.1 Thermal properties . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 160

TABLE DES MATIÈRES 5

8.3.2 Spectral properties . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 163

8.4 Discussion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 167

8.4.1 Interpretation : source and mobility of dark material . . . . . . . . 167

8.4.2 A volcanic layer eroded by Grjota' Vallis . . . . . . . . . . . . . . . 170

8.5 Conclusion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 171

9 Rhéologie des coulées de laves de Cerberus 173

9.1 Introduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 178

9.2 The rheology of volcanic �ow from remote sensing data . . . . . . . . . . . 179

9.2.1 The lava rheology from the geometry of the lava �ows . . . . . . . . 179

9.2.2 The lava rheology from the geometry of shield volcanoes . . . . . . 181

9.3 Morphology of lava �ow, geometric measurements and results . . . . . . . . 182

9.3.1 Geometry, rheology and e�usion rate of lava �ow . . . . . . . . . . 182

9.3.2 The shape of the shield volcanoes at Cerberus . . . . . . . . . . . . 188

9.4 Discussion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 195

9.4.1 The degree of partial melting at Cerberus : high or low ? . . . . . . 198

9.4.2 How �uid lavas can form in the present martian conditions ? . . . . 200

9.4.3 Conclusion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 201

10 Conclusion 203

11 Glossaire 207

Bibliographie 211

6 TABLE DES MATIÈRES

1Dédicace

Je dédis cette thèse à mes parents,

à mes frères, à Hercules et Ourale.

7

8 CHAPITRE 1. DÉDICACE

Quand j'étais petit, on m'avais promis l'homme sur la

Lune avant 1970. Je n'ai pas été déçu. On m'a aussi promis

l'homme sur Mars avant 1990... Ô déception...

Georges Ceuleneer, Communication privée, 2007 2Remerciements

En préface de cette thèse, ces quelques lignes sont pour moi, l'occasion d'exprimer ma

gratitude envers toutes les personnes que j'ai cotoyées et rencontrées pendant ces trois

années. Que les gens que j'ai oublié ici veuillent bien m'en excuser.

Mon premier remerciement va tout naturellement à mon tuteur David Baratoux. Merci

de m'avoir accordé ta con�ance et d'avoir su être présent, et tout au longs des évènements,

parfois inattendus, qui ont ponctué le déroulement de ces trois années d'études, j'espère

m'en être montré digne. Merci pour les incroyables contrastes de l'Islande minérale et les

majestueux volcans du Japon dont le souvenir mordant ne me quitte plus.

Merci à Patrick Pinet pour sa co-direction de thèse, ses encouragements, sa motivation

et son amitié. Je reste admirateur de cette énergie qui t'anime, et de ta polyvalence, tant

sur le plan professionnel que personnel. Merci Patrick.

Kurita-san thank you very much for your hospitality during my 6 month stay in the

Earthquake Research Institute of the university of Tokyo. I keep a very touched memory

of our road trip in the autumnal forest of the Towada volcano caldera, with the classical

music you enjoy so much. Kurita-san domo arrigato gotsaimasu.

Je tiens à remercier particulièrement toutes les personnes qui sont intervenues de prés

ou de loin dans cette étude. Un grand merci à Michel Grégoire, Georges Ceuleneer, Marc

Monnereau, Michel Rabinowicz pour leurs conseils et leurs encouragements. Votre moti-

vation m'a conforté dans mon travail et votre passion est pour moi un exemple.

Merci à Nicolas Mangold pour ses nombreux conseils et pour m'avoir laissé partager

sa tente en Islande.

Merci à Nathalie Dalla-Riva pour avoir supporté mes incessantes questions et d'avoir

9

10 CHAPITRE 2. REMERCIEMENTS

religieusement écouté les trépignants rebondissements de ma petite vie.

Merci à l'Observatoire Midi-Pyrénées et au laboratoire de Dynamique Terrestre et

Planétaire ainsi qu'à ses membres, en particulier à son directeur Alexis Rigo, de m'avoir

accueilli pour cette thèse.

Merci a Sandra et Harold, compagnons de bureau pour un temps dont la complicité

m'a manqué souvent. Courage pour votre thèse et prenez bien soin de Honorine et de

Bobby. Merci à Fred de �nalement continuer à faire son bonhomme de chemin au labo.

Merci Céline, pour tes correspondances brésiliennes et tes con�dences à little Bouddha.

Merci à Loïc pour avoir été garde forestier dans la jungle de Bornéo pour devenir ingénieur

réseaux au DTP... la vie réserve bien des surprises. Merci à Christel pour ses corrections

rigoureuses. Bon courage pour ta thèse. Merci à Nicolas Manaud... si ces quelques lignes

te parviennent, qu'elles t'expriment ma gratitude pour ta compagnie au laboratoire et

ton amitié. Ryoya, Suzuaya, Hiropon, Cho-sama and Osamu thank you so much for your

friendship and your kindness, you will always be welcome at my place.

Outre le cadre des laboratoires, ces trois années de recherches ont aussi été pour moi

l'opportunité de vivre des moments fort : les draperies féériques des aurores boréales dans

la nuit froide de la Terre d'Islande... les tourbillons de neige au sommet de Brice Canyon...

le plantage de Chevrolet dans la boue du Cotton wood rally Tour... jouer les cowboys dans

la mythique Monument Valley... la chaleur ravigorante des schnaps dans l'hiver Berlinois...

la douceur du printemps à Vienne et de ses patisseries... les ruelles tortueuses du Bra-

tislava médieval... les rayons de Lune au travers des vapeurs chaudes d'un onsen perdu

dans l'hiver japonais... un nouvel an entre la folie de Shibuya et le traditionnalisme de

Asakusa... un lever de soleil depuis le sommet du Fuji Yama, avec le sourire de milliers de

japonais... ...

Merci à Sad Mole et à Cwazy Fwog pour avoir supporté Blue Hamster... et forcement

merci à Ulysses. Merci d'avoir été là pour toujours faire en sorte que ce soit magni�que,

que ce soit merveilleux, ...

En�n, merci à Smoodle et à Caro pour leur aide et leur amitié. Je vous en suis profon-

dement reconnaissant et j'attends avec impatience l'opportunité de vous rendre la pareille.

Je te souhaite bien du courage pour ta thèse mon petit ewok (RRRRRR).

C'est dans l'esprit de l'homme que réside la beauté de

Mars [...]. Avec nos romans de SF stupides remplis de

monstres, de princesses et de civilisations disparues. Avec

tous les étudiants qui ont rassemblé toutes les données

pour nous conduire jusqu'ici. C'est ça qui donne sa beauté

à Mars. Et non pas le basalte ou les oxydes.

Kim Stanley Robinson, Mars la rouge, 1993

3Preface

Depuis la nuit des temps, la planète Mars n'a rien représenté d'autre pour l'homme

qu'un point rouge perdu dans l'immensité de la voûte céleste. Tantôt proche de la Terre,

brillant de mille feux et terri�ant les hommes de son éclat rougeoyant, tantôt lointaine

vagabonde, disparaissant dans les ténèbres de la voûte nocturne, et apaisant les esprits

croyant. De part de sa couleur rouge, Mars a depuis toujours été associé au sang, à la

mort et à la guerre. Elle à imposée le respect depuis que l'homme contemple les étoiles,

et les noms qui lui furent donné témoignent de la crainte qu'elle insu�a tout au long des

civilisations passées. Connue en Egypte comme le Horus Rouge (Har décher), à Babylone

comme l'étoile de la mort (Nergal) et en extrême orient comme l'étoile de feu, Mars fut

associée dans la Grèce antique au dieu de la guerre, Ares. C'est le nom du dieu de la

guerre de la Rome antique qui lui restera... Mars, dit 'le brave', qui selon la mythologie

romaine eut 2 �ls de Venus, Phobos (Crainte) et Deimos (Terreur) dont les noms furent

donnés aux deux satellites naturels de cette planète.

De nombreux travaux précis et complets font état de l'histoire de l'exploration Mar-

tienne et de l'origine de cette fascination qu'à l'homme pour cette planète. Les aventures

et croyances qui ponctuent les di�érentes étapes de cette chronologie martienne méritent

une lecture approfondie pour en saisir, avec délice, les enjeux des pionniers de l'explora-

tion planétaire et l'investissement qu'ils mirent en oeuvre, l'oeil rivé sur leurs feuilles de

calcul le jour et sur la lentille de leur télescope la nuit. Le sujet est tellement vaste que je

remets au lecteur le soin de couvrir les di�érentes références listées à la �n de ce mémoire

pour compléter ses connaissances à ce sujet. Il n'est en e�et pas question ici de decrire

l'histoire de l'exploration de Mars, mais bel est bien de son exploration actuelle, et de ce

que nous pouvons conclure à son propos avec les données dont nous avons disposé jusqu'a

aujourd'hui.

11

12 CHAPITRE 3. PREFACE

Il n'est pas de planètes qui ait donné lieu à autant de

travaux, de recherches et d'études, qui ait suscité autant

de controverses, de discussions passionnées et, il faut bien

le dire aussi, de publications et d'ouvrages plus ou moins

sérieux, que la planète Mars.

Gérard de Vaucouleurs, Le problème martien, 19464

Introduction

Deux processus géologiques sont communs à toutes les surfaces des planètes solides :

la cratérisation et le volcanisme. La cratérisation est le témoin des processus d'accrétion,

tandis que le volcanisme est la manifestation en surface de la dynamique d'une planète

et de ses sources d'énergie. Le volcanisme résulte de la formation en profondeur et de la

migration d'un magma, mélange de gaz dissout ou sous forme de bulles, de cristaux solides

et de liquides silicatés, au travers des couches super�cielles solides des planètes jusqu'à

la surface. La migration et la mise en place de ces magmas en surface s'accompagnent

de la libération d'éléments volatils contenus dans le magma, essentiellement CO2 et H2O.

Ces processus sont fonction de la gravité, de la pression atmosphérique, de la tempéra-

ture de surface, de la structure thermique de la croûte et du manteau ainsi que de leurs

compositions responsables de la composition des magmas. Ces paramètres globaux des

planètes in�uencent la nature et la fréquence des éruptions volcaniques. Bien qu'il existe

de nombreuses similitudes entre les styles d'activité volcanique observés de nos jours, ou

dans le passé, entre la Terre, la Lune, Mercure, Mars et Io, il existe aussi des di�érences

signi�catives. Nous pouvons citer quelques exemples de ces di�érences en termes d'âges,

d'intensités et de tailles des morphologies volcaniques. Le volcanisme est actif sur Io et

sur Terre, la Lune et Mercure ne présentent aucune activité volcanique depuis 3 milliards

d'années, Mars a une histoire volcanique d'au moins 4 milliards d'années et l'histoire vol-

canique passée de Venus est masquée par des éruptions ayant resurfaçé l'ensemble de la

planète il y a quelques centaines de millions d'années. L'intensité de l'activité volcanique

de Io n'a pas d'autre équivalent planétaire car elle résulte d'une source d'énergie que sont

les forces de marées induites par la présence voisine de Jupiter. Sur la Lune, des struc-

tures interprétées comme des coulées de laves sont 10 fois plus larges que les chenaux

de lave terrestre, et les volcans boucliers majeurs de Mars sont beaucoup plus imposants

que ceux de Hawaii. Les coulées de laves martiennes sont 6 fois plus longues que sur Terre.

L'étude des processus d'ascension et d'éruption des magmas à partir des principes phy-

siques fondamentaux permet d'établir les principales conséquences sur les styles d'érup-

13

14 CHAPITRE 4. INTRODUCTION

tions volcaniques des paramètres globaux des planètes mentionnées ci-dessus. L'observa-

tion des morphologies volcaniques à la lumière de ces modèles permet d'interpréter et

de comprendre la nature des processus volcaniques, e�usifs ou explosifs, et de con�rmer

leurs di�érences d'un environnement planétaire à l'autre. Une di�érence fondamentale

lorsque l'on compare Mars à la Terre, est l'absence de tectonique des plaques sur Mars,

ce qui implique une perte de la chaleur interne par un volcanisme uniquement de type

point chaud. Le refroidissement de la Terre s'e�ectue principalement aux dorsales tandis

que celui de Mars s'e�ectue par l'intermédiaire de quelques points chauds. On peut donc

s'attendre à une activité plus intense du volcanisme de point chaud martien que terrestre.

Mars présente une diversité de morphologies volcaniques unique dans le système solaire

sur l'ensemble de sa surface. La richesse du volcanisme martien ne trouve pas toujours

d'analogue terrestre, comme les Paterae, volcans de faible altitude s'étendant sur plusieurs

centaines de kilomètres de diamètre. Depuis les mission Viking ont été mis en évidence des

édi�ces en forme de boucliers géants dont les tailles surpassent n'importe quel édi�ce vol-

canique du système solaire (Olympus Mons, Elysium Mons), des petits cônes volcaniques

(Tharsis Tholus, Uranius Patera), des plateaux volcaniques concentrés sur l'hémisphère

sud (Syrtis Major, Tyrrhena Patera), des plaines de laves (Amazonis planitia, Solis Pla-

num), et des concentration de volcans boucliers de dimensions plus petites (Plaines de

Cerberus, Syria Planum). Cette diversité et l'histoire volcanique martienne qui couvre

presque 4 milliards d'années, sont la spéci�té du volcanisme martien, et comme sur Terre,

en font toute la richesse.

Pour comprendre cette diversité et l'évolution des morphologies volcaniques mar-

tiennes, une approche naturelle est de chercher à modéliser l'évolution thermique de la

planète. Cette évolution thermique contrôle en particulier l'épaississement de la litho-

sphère et la structure thermique, déterminantes pour les zones de fusion partielle possibles

du manteau. Ce type de modélisation vise en particulier à comprendre la stabilité et la

longévité des centres volcaniques martiens. Ces modèles doivent être confrontés à une

connaissance toujours accrue de l'histoire volcanique martienne. De nombreuses études

ont déjà été réalisées sur les édi�ces majeurs, certaines plaines de lave, les paterae, per-

mettant de discuter la chronologie, les volumes, les taux d'e�usion, et la nature de ces

volcans. Même si tout n'est pas encore compris de l'histoire de ces édi�ces, comme par

exemple la naissance d'Olympus Mons et l'origine de son escarpement basal, nous avons

choisi dans le cadre de cette thèse, de nous concentrer sur une région particulière du

volcanisme martien unique dans son âge et ses morphologies : les plaines de Cerberus.

Les plaines de Cerberus ne ressemblent à aucun édi�ce volcanique martien par son

absence de relief, ses surfaces lisses à l'échelle kilométrique, ses âges extrêmement récents,

et ses intéractions complexes avec des processus tectoniques et �uviatiles. L'analogue ter-

restre le plus probable serait les trapps comme ceux du Deccan, mais les volumes invoqués

15

présentent alors de telles di�erences de proportions que la comparaison ne tient plus en

raison des faibles volumes de Cerberus. Les e�usions de laves sur Cerberus sont asso-

ciées à des événements de débâcle �uviatile comme Athabasca et Grjota' Vallis, et aux

Cerberus Fossae qui sont un système de fractures sub-paralléles qui recoupent les plaines

sur plusieurs milliers de kilomètres. La plus faible rugosité de surface de Mars à l'échelle

kilométrique est localisée sur l'unité des plaines de lave de Cerberus qui laissent supposer

des âges jeunes et des des écoulements de laves �uides. Les datations publiées à ce jour

témoignent de surfaces volcaniques sub-actuelles, laissant augurer la possibilité que les

plaines de Cerberus soient une région de Mars encore volcaniquement active.

Cette étude a pour objectif de comprendre le caractère unique de cette région et de

la caractériser par rapport aux autres édi�ces martiens, nous avons décidé de l'étudier.

Cette thèse se divise en 5 parties, avec pour commencer une description de la physique

du volcanisme, connaissance acquise essentiellement par l'étude du volcanisme terrestre

en mettant l'accent sur les dépendances des morphologies volcaniques aux paramètres des

planètes. Dans la partie suivante, le volcanisme martien est décrit dans ses proportions

et son évolution a�n de souligner l'unicité des plaines de Cerberus dans le cadre de cette

histoire. Nous verrons que les plaines de Cerberus ne suivent pas la tendance globale

d'évolution des volcans martiens et que cette région est remarquable tant par la quantité

de ses laves éruptées que par sa morphologie. Pour bien cerner l'ensemble de la région de

Cerberus nous présentons dans la partie suivante une cartographie géologique des plaines

de laves. Cette étape est essentielle dans l'étude d'une surface planétaire, en particulier

du volcanisme pour contraindre son extension et son âge par l'intermédiaire des datations

e�ectuées à sa surface par comptage de cratères. A partir de cette cartographie, un certain

nombre d'informations clefs ont été répertoriées et consignées, et ont permis de developper

deux axes de recherches se focalisant sur les clastes volcaniques mobiles d'une part, et les

événements volcaniques e�usifs d'autre part, en recherchant leurs origines et leurs com-

positions. La source des clastes volcaniques mobiles qui constituent une tâche de faible

albedo de la zone de Cerberus est discutée dans la quatrième partie. Leur étude permet de

caracteriser la composition des matériaux dont ils sont issus, et leur origine témoigne de

processus explosifs. Le dernière partie concerne les écoulements de laves e�usifs cartogra-

phiés précédement dont les propriétés géométrique sont mesurées pour en determiner la

viscosité et en discuter les valeurs en comparaison aux autres édi�ces volcaniques martiens.

16 CHAPITRE 4. INTRODUCTION

L'histoire de chaque partie de la Terre, comme la vie d'un

soldat, consiste en longue périodes d'ennui traversées de

brèves périodes de terreur.

Derek V. Ager, Géologue britannique 5La physique du volcanisme

Sommaire

5.1 Introduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18

5.2 Structure interne et di�érenciation planétaire . . . . . . . . . . . . . 18

5.2.1 Structure interne de la Terre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18

5.2.2 Dynamique du manteau terrestre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19

5.2.3 Composition interne de Mars . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21

5.2.4 Organisation thermique et dynamique Martienne . . . . . . . . . . . . . 23

5.3 Formation et ascension des �uides silicatés . . . . . . . . . . . . . . . 26

5.3.1 Origine des �uides . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26

5.3.2 Migration du magma : une a�aire de densité . . . . . . . . . . . . . . . . 29

5.3.3 Volcanisme explosif ou e�usif : un problème d'éléments volatils . . . . . 35

5.4 Morphologies des e�usions volcaniques . . . . . . . . . . . . . . . . . 42

5.4.1 Taille des édi�ces . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42

5.4.2 Composition et rhéologie des laves . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43

5.4.3 Modèles de mise en place de coulées de laves . . . . . . . . . . . . . . . 46

5.5 Conclusion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 54

5.5.1 Structure interne des planètes telluriques . . . . . . . . . . . . . . . . . . 55

5.5.2 Origine et migration des magmas silicatés . . . . . . . . . . . . . . . . . 55

5.5.3 Morphologies volcaniques en surface . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 56

5.5.4 Les autres planètes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 56

17

18 Structure interne et di�érenciation planétaire

5.1 Introduction

L'objet de ce chapitre est d'introduire les processus physiques qui génèrent et font

migrer les magmas vers la surface pour produire du volcanisme à la surface des planètes

a�n d'appréhender les conséquences des paramètres spéci�ques à chaque planète (gravité,

composition, pression atmosphérique,...). La première partie de ce chapitre présente briè-

vement la structure interne de la Terre, où se déroulent les processus responsables de la

dynamique de surface, et ce que l'on peut déduire de la structure interne martienne. La

deuxième partie aborde les conditions de formation des �uides magmatiques et explore

les raisons de leurs migrations vers la surface. La troisième partie décrit l'expression en

surface de ces �uides silicatés et les morphologies de coulées et d'édi�ces qui en résultent.

Ce chapitre se termine sur une comparaison des morphologies volcaniques de di�érentes

planètes telluriques du système solaire à la lumière de ces connaissances et les conclusions

préliminaires que nous pouvons apporter sur les relations entre l'histoire thermique d'une

planète, sa dynamique interne et son histoire volcanique.

5.2 Structure interne et di�érenciation planétaire

La première partie de cette section présente rapidement la structure interne de la

Terre en se concentrant sur les couches externes qui sont impliquées dans les processus

volcaniques. La deuxième partie développe les mécanismes dynamiques et thermiques

responsable du volcanisme et en particulier la tectonique des plaques. La troisième partie

présente un état des connaissances sur la composition et la structure interne de la planète

Mars en comparaison avec la Terre. La quatrième partie fait état de ce que la connaissance

de l'état thermique actuel de Mars permet de déduire sur les lieux de formation possible

des magmas.

5.2.1 Structure interne de la Terre

Alors que la structure de la croûte terrestre peut être déterminée par des observations

in situ, comme les forages, les détails de la 'Terre profonde' doivent être obtenus de façon

indirecte, et en particulier par l'intermédiaire de la sismologie. L'étude des ondes élastiques

qui traversent la planète suite à un tremblement de terre (ou éventuellement un impact

météorique ou une explosion volcanique) renseigne sur la distribution de la densité depuis

la surface jusqu'en son centre. En e�et, les vitesses d'ondes montrent des variations im-

portantes à des profondeurs particulières indiquant des changements abruptes de densité.

Le changement important de densité vers 3000 km de profondeur, où disparaissent des

ondes cisaillantes (S) qui ne peuvent pas se propager dans les milieux liquides, est inter-

prété comme la frontière entre le manteau solide et le noyau externe liquide. Cependant,

Dynamique du manteau terrestre 19

les ondes sismiques sont a�ectées par des variations physiques et chimiques des milieux.

En partant de la surface (Figure 5.1), vers l'intérieur de la planète où se jouent les pro-

cessus de genèse et migration des magmas, il existe : (1) Une frontière compositionnelle

qui sépare la croûte du manteau et qui se nomme la discontinuité de Mohorovicik (ou

'Moho'). Elle sépare les croûtes continentale (∼35 km d'épaisseur, principalement consi-

tuées de roches granitiques et de basaltes métamorphiques évolués) et océaniques (∼6 kmd'épaisseur, composées de roches basaltiques et de gabbros) des roches péridotitiques du

manteau. (2) Une frontière rhéologique qui sépare la lithosphère froide et rigide (∼100km d'épaisseur) de l'asthénosphère qui, sur des échelles de temps géologique, se déforme

par �uage plastique.

La croûte est donc la partie supérieure d'un ensemble rigide, la lithosphère, qui '�otte'

sur une enveloppe plastique appelée asthénosphère. La lithosphère est souvent modélisée

comme une couche élastique, qui se courbe sous une charge, comme un volcan, alors que

l'asthénosphère �ue.

5.2.2 Dynamique du manteau terrestre

La lithosphère terrestre est divisée en plaques quasi-rigides, et le mouvement de ces

plaques tectoniques avec la formation du plancher océanique dans les zones d'expansion

et la dérive des continents suggère que ces plaques sont couplées au manteau convec-

tif. Ces plaques peuvent être considérées comme la couche thermique limite supérieure

pour la convection du manteau. Les cellules convectives du manteau sont probablement

in�uencées par l'ouverture des rides médio-océaniques et par les morceaux de plaques li-

thosphériques froides situés à l'extrémité des plaques océaniques qui plongent lorsqu'elles

rencontrent des plaques continentales ou océaniques dans les zones de subduction. Ce

type de dynamique est possible en partie grâce à la frontière rhéologique (LVZ) située

dans le manteau supérieur sur laquelle les plaques glissent facilement (Figure 5.1). Par

l'intermédiaire de la sismique, de l'étude des rebonds post-glaciaires et de la dynamique de

compensation du champs de gravité terrestre, la profondeur de cette limite entre l'asthé-

nosphère et la lithosphère est estimée entre ∼100 km sous les océans et ∼300 km sous les

chaînes de montagnes. Les simulations permettant d'obtenir des convections du manteau

de type 'tectonique des plaques' combinent une zone de faible viscosité dans le manteau

supérieur, avec une certaine contrainte seuil plastique de la lithosphère, de sorte que des

limites de plus faible résistance de plaques se forment au-dessus des zones de subsidences

et de courants ascendants (Figure 5.2).

Les estimations de la concentration des éléments composant le manteau supérieur

proviennent des échantillons collectés au niveau des dorsales océaniques et des pipes kim-

berlitiques alors que le manteau inférieur plus profond pourrait être échantillonné au

niveau de certaines îles basaltiques océaniques. Ces 'points chauds' volcaniques (comme


Fig. 5.1 � Coupe des enveloppes super�cielles de la Terre. Les croûtes continentale etocéanique sont séparées du manteau par une discontinuité compositionnelle relative à lachimie des roches, alors que la lithosphère est séparée de l'asthénosphère par une discon-tinuité rhéologique relative au comportement physique des matériaux.

Composition interne de Mars 21

en Islande) sont interprétés comme étant formés par des matériaux cristallins chauds du

manteau en ascension dans une étroite (<100 km) colonne. Les modèles suggèrent des

positions relativement �xes de ces panaches les uns par rapport aux autres alors que les

plaques lithosphériques mobiles se déplacent à l'aplomb de ces panaches chauds, ce qui

résulte en la formation des chaînes d'îles volcaniques, comme l'archipel de Hawaii. Au

contraire, les magmas générés dans les rides océaniques sont moins chauds, et montent

doucement pour remplir le vide créé par l'éloignement des plaques océaniques. Les varia-

tions d'abondance isotopiques mesurées d'île en île, suggèrent que le manteau inférieur est

hétérogène, ce qui implique que la convection dans le manteau inférieur est moins e�cace

que dans le manteau supérieur. Cette di�érence d'e�cacité de la convection s'explique si

la viscosité dans le manteau augmente avec la profondeur.

Fig. 5.2 � Illustration de la tectonique des plaques sur Terre. Les plaques lithosphériquesrigides glissent sur le manteau asthénosphérique et interagissent pour former trois types devolcanisme : (A) Le volcanisme des dorsales océaniques qui forme les basaltes du plancherocéanique par solidi�cation de magmas mantelliques peu profonds. Ce volcanisme, à lafrontière de deux plaques océaniques divergentes, est sous-marin. (B) Le volcanisme desubduction qui est généré par la fonte des matériaux de la plaque subductée dans lemanteau avec la formation d'arc insulaire si la collision implique deux plaques océaniques,ou d'une cordillère si la collision implique une plaque continentale et une plaque océanique.(C) Le volcanisme de point chaud qui résulte de la percée de la lithosphère par une colonneascendante de matériaux chauds en provenance du manteau profond. Image libre wikipedia

5.2.3 Composition interne de Mars

Mars, avec un rayon de 3390 km possède une taille intermédiaire entre la Lune et

la Terre, deux corps planétaires assez bien connus. A partir de la densité moyenne (3.93


g.cm−3) de la planète et de son moment d'inertie, les grandes lignes de sa structure interne

sont déduites (Figure 5.3). Le noyau de la planète est probablement similaire au noyau

terrestre, solide et composé soit de nickel et de fer, soit de fer et de sulfate de fer [Fei

et Bertka, 2005]. La densité du manteau hors pression est estimé vers ∼3.55 g.cm−3, un

peu plus que le manteau terrestre ∼3.34 g.cm−3, ce qui suggère de plus grosses teneurs

en fer [Fei et Bertka, 2005, Bertka et Fei, 1996, 1997, 1998]. Les estimations basées sur

des modèles censés correspondre aux paramètres observés conduisent à des abondances de

FeO entre 16% et 20%, soit plus du double de la valeur du manteau terrestre (7.8%). La

morphologie des volcans martiens, qui obéissent aux même rapports de dimensions que les

boucliers basaltiques terrestres, suggère que les magmas éruptés ont de faibles viscosités,

comme celles mesurées pour des laves riches en FeO (25% de la masse). De tels magmas

seraient issus d'une profondeur de <200 km sur Mars, ce qui correspondrait au manteau

de la planète qui serait donc enrichi en FeO. Ces résultats sont con�rmés par l'analyse des

météorites martiennes qui suggèrent des concentrations absolues en masse de FeO de 18%

pour le manteau martien [Dreibus et Wanke, 1985, Lodders, 1998]. En comparaison, la

surface apparaît avec une forte concentration d'oxydes de Fer avec une fraction massique

de ∼18% mesurée par les landers Vikings et Path�nder, ce qui n'a pas d'autre équivalent

planétaire à ce jour.

Fig. 5.3 � Illustration de la structure interne de Mars et comparaison avec la Terre.

Les mesures du champs magnétique martien par la sonde Mars Global Surveyor ont

mis en évidence une absence d'activité magnétique globale et des bandes d'anomalies ma-

gnétiques rémanente dans l'hémisphère sud de la planète [Connerney et al., 2001], et donc

certainement un noyau solide. Cette distribution s'apparente aux anomalies magnétiques

mesurées sur le plancher océanique terrestre qui témoigne de l'activité de la tectonique des

plaques. Si ces zonations magnétiques sont imprimées sur toute l'épaisseur de la croûte

martienne, elles pourraient témoigner d'une activité tectonique martienne fossile (Figure

Organisation thermique et dynamique Martienne 23

5.4). Aujourd'hui la planète Mars ne présente pas de tectonique des plaques, l'épaisseur de

sa lithosphère, comme détaillée dans la section suivante, est trop importante pour qu'elle

soit fragmentée, et sa structure super�cielle est de type 'mono-plaque'.

Fig. 5.4 � Carte du champs magnétique mesuré dans la croûte martienne par la sondeMars Global Surveyor. Une partie de l'hémisphère sud montre une zonation en bandes desanomalies magnétiques, comme observé dans la croûte océanique Terrestre, qui pourraittémoigner de l'ancienne activité tectonique de Mars.

5.2.4 Organisation thermique et dynamique Martienne

La lithosphère est une limite thermomécanique dé�nie par une transition rhéologique

correspondant à une température voisine de 1300o. Cette limite est une couche thermique

supérieure limite pour la convection du manteau commune à toutes les planètes silicatées

dont la rhéologie est dominée par l'olivine. La base de la lithosphère martienne étant à

cette température, il serait possible de déduire son épaisseur à partir : (1) du �ux de

chaleur martien en base de croûte, (2) de la connaissance de la conductivité thermique,

et (3) des éléments radioactifs dans la croûte [Michel. N, 2007], même si il n'y a encore

aucune mesure du �ux thermique martien en surface.

Origine de la chaleur interne Le �ux de chaleur à la surface de Mars résulte de trois

sources principales : (1) Le refroidissement séculaire de la planète c'est à dire la perte,


dans le manteau, de la chaleur initialement acquise lors de l'accrétion de la planète, de

la di�érenciation des enveloppes qui la composent et de la désintégration des éléments

radioactifs entre la formation de la planète et aujourd'hui. (2) La désintégration actuelle

des éléments radioactifs dans le manteau. (3) La désintégration des éléments radioactifs

dans la croûte martienne. La chaleur d'origine radioactive est créee par la désintégration

des éléments Thorium (232Th), Potassium (40K), Uranium (235U et 238U).

Chaleur radioactive dans la croûte martienne Les concentrations en Thorium

et Potassium sont connues, à la résolution de ∼500 m/pixel, à partir du spectromètre à

rayon Gamma (GRS) de la sonde Mars Global Surveyor, et les concentrations en Uranium

peuvent être déduites du rapport moyen de Th/U (∼3.6) présent dans les météorites

martiennes. A partir de ces cartes de concentrations en éléments, on déduit une production

de chaleur totale, qui dans le cas de Mars est en moyenne égale à ∼17.6 pW/kg, contre

103 pW/kg sur Terre (4.7 pW/kg et 158 pW/kg pour les croûtes océanique et continentale

respectivement).

Flux thermique en base de croûte A partir d'un modèle de concentration d'éléments

radioactifs constante sur toute l'épaisseur de la croûte, et des estimations d'épaisseur de

croûte par mesure du champs de gravité [Zuber et al., 2000 ; Neumann et al., 2004] (Figure

5.5), on déduit la contribution des éléments radioactifs de la croûte au �ux thermique à

la surface de Mars ∼3.3 mW/m2. La soustraction de cette valeur pour la croûte au �ux

total martien donne la contribution thermique du manteau martien ∼14.3 mW/m2. En

supposant que sur Mars la contribution thermique en surface du refroidissement séculaire

est égale la moitié de la production radiogénique, comme c'est le cas sur Terre [Petitjean,

2005], il est possible de contraindre le �ux thermique martien à la base de la croûte ∼21.45mW/m2.

Epaisseur de la lithosphère martienne A partir de conductivités thermiques suppo-

sées constantes dans la croûte ∼3 W/m/K et le manteau ∼3.5 W/m/K, et en négligeant la

contribution des sources radioactives, on déduit une profondeur actuelle de la lithosphère

de 300 km en moyenne [Michel. N, 2007] qui correspond bien aux données gravimétriques

et topographiques [Wieczorek et Zuber, 2004]. L'épaisseur de cette lithosphère, relative-

ment importante, est en accord avec la longue absence d'une tectonique des plaques, ce qui

implique qu'une fraction signi�cative de la chaleur interne de la planète a principalement

été perdue lors de l'activité volcanique de points chauds (Figure 5.2 cas C).

Fusion du manteau martien La conductivité thermique de la croûte est un paramètre

important pour l'évolution thermique et l'histoire volcanique de la planète. Les faibles

conductivités thermiques du matériel crustal en comparaison avec celles des matériaux

Organisation thermique et dynamique Martienne 25

Fig. 5.5 � Epaisseur de la croûte Martienne dérivée des données topographiques et gravi-métriques [Wieczorek et Zuber, 2004]. Noter que le dôme de Tharsis présente une épaisseurde 80 km environ, alors que le manteau Martien se trouve à moins de 10 km du plancherdu bassin d'impact de Hellas. L'épaisseur moyenne de croûte dans les Highlands du sudest de 60 km alors que dans les Lowlands du nord, l'épaisseur crustale moyenne est de 20km.

26 Formation et ascension des �uides silicatés

du manteau pourraient expliquer en partie le volcanisme récent observé sous les larges ré-

gions volcaniques martiennes comme Tharsis ou Elysium. Cette conductivité faible serait

responsable aujourd'hui des faibles di�érences de températures entre le manteau moyen

et le solidus. Et surtout, elle produirait des variations de températures su�samment im-

portantes (∼50 K) ce qui, combiné à des variations latérales d'épaisseur de la croûte,

autoriserait la production de matériaux fondus sous des parties de la croûte plus épaisses

que la moyenne [Schumacher et Breuer, 2006]. La concentration des éléments radioactifs

générateurs de chaleur plus élevée dans ces croûtes localement épaisses que dans le man-

teau, provoquerait des variations latérales de température su�santes dans le manteau

supérieur pour provoquer une fusion partielle du manteau martien actuel [Schumacher et

Breuer, 2007].

5.3 Formation et ascension des �uides silicatés

Aprés avoir discuté de l'organisation thermique d'une planète, cette section présente

dans sa première partie l'origine de la genèse des magmas dans les planètes solides, et les

di�érents endroits de leurs e�usions sur Terre. La deuxième partie se focalise sur les raisons

qui font que les magmas évoluent vers la surface, principalement à cause des contrastes de

densités qui sont dépendants des pro�ls de porosité des couches super�cielles des planètes

solides. La troisième partie décrit les di�érents types d'éruptions volcaniques en surface,

à la lumière de la seconde partie.

5.3.1 Origine des �uides

Le pré-requis nécessaire à toute activité volcanique est la production de liquides mag-

matiques sous la surface. En fonction de la structure thermique d'une planète, les sources

de chaleurs vont produire des �uides silicatés qui vont ensuite migrer en surface.

Les sources de chaleur possibles pour faire fondre les roches incluent : (1) La chaleur

générée par l'accrétion durant la formation de la planète et par la di�érentiation continue

de matériaux légers et lourds. (2) Les mouvements de marées entre divers corps solides

pouvant entraîner un échau�ement substantiel , comme c'est le cas pour la lune de Jupiter,

Io. (3) Les éléments radioactifs (232Th, 40K,235U et 238U) constituant une importante source

de chaleur sur de longues périodes pour toutes les planètes telluriques.

Le manteau terrestre, du noyau jusqu'à sa partie asthénosphérique, est composé de

roches sous pression, chaudes mais non fondues, qui se comportent comme un �uide hau-

tement visqueux. La lithosphère solide et la croûte qui recouvrent le manteau peuvent

être comparées au couvercle d'une cafetière Italienne. Les magmas se forment par fusion

des roches chaudes mantelliques et, étant moins denses que les roches solides de l'encais-

sant, ils vont migrer vers le haut, et monter vers la surface au travers de n'importe quelle

Origine des �uides 27

structure faible qu'ils ouvreront par fracturation hydraulique. Cette fusion partielle du

manteau peut se réaliser lors de deux processus di�érents [Weizman, 2001] : (1) Fusion

par décompression adiabatique dans les courants ascendants lorsque les roches chaudes du

manteau montent sous la lithosphère. Le matériel n'est pas anormalement chaud mais la

pression exercée sur ce matériel diminue lors de son ascension. Cette forme de volcanisme

est liée au mode de convection principal d'une planète chau�ée de l'intérieur [Scott et

Stevenson, 1989]. La Figure 5.6 représente une comparaison des diagrammes de phases

simpli�és des manteaux martien et terrestre. Bien que la composition du manteau martien

soit mal connue, il semblerait qu'il ait une minéralogie péridotitique à des profondeurs

inférieures à ∼900 km sur Mars et ∼400 km sur Terre (transition olivine/spinelle ∼14GPa). Le rapport Fe/Mg des silicates martiens, qui est plus important (∼1/4) que dansle manteau terrestre (∼1/9), est un paramètre compositionnel bien établi [Longhi et al,

1992] qui a une in�uence drastique sur la fusion des péridotites : plus ce rapport est élevé,

plus la température de fusion est faible [Zhang and Herzberg, 1994]. En prenant ces deux

paramètres en compte, un diagramme de phase du manteau martien a été proposé par

Longhi et al, [1992] basé sur des données expérimentales de taux Fe/Mg des péridotites

martiennes, et sur une extrapolation des courbes liquidus et solidus des péridotites dans

le manteau terrestre. Le solidus martien est ∼50o C plus froid que celui du manteau ter-

restre à basse pression, et cette di�érence augmente jusqu'a ∼200o C à très haute pression

(14 GPa) (Figure 5.6). En d'autres termes, la fusion par décompression dans le manteau

convectif se fait à plus basse température quelque soit la pression et est donc plus pro-

bable pour Mars que dans le cas de la Terre [El Maarry et al., 2007]. (2) Les panaches

chauds qui montent depuis une couche limite plus profonde, juste au-dessus de la frontière

noyau−manteau, évacuant la chaleur du noyau. Bien que la chaleur fournie soit supposée

faible, après son refroidissement initial (car il y a peu ou pas du tout de source radioactive

dans le matériel du noyau), ce style de volcanisme pourrait être important, en raison des

matériaux anormalement chauds transportés dans les panaches.

Il existe deux grands types d'activités volcaniques sur Terre : (1) Le premier est lié à

la tectonique des plaques (Figure 5.2 cas B) et en particulier lorsque les plaques entrent

en collision. Lorsque une croûte dense (généralement océanique) entre en collision avec

une croûte moins dense (continentale ou océanique) la croûte océanique peut s'enfoncer

et subducter sous la croûte continentale, dans le manteau terrestre. La croûte océanique,

en profondeur, est écrasée et chau�ée de telle sorte que des roches métamorphiques se

forment, et à plus grande profondeur, les minéraux hydratés (amphiboles et serpentines)

deviennent instables et libèrent de l'eau ce qui permet la fusion hydratée à basse tempéra-

ture de la croûte. La fusion hydratée augmente la teneur en SiO2 des premiers produits de

fusion d'une péridotite si bien que les laves produites aux zones de subduction sont sen-

siblement plus riche en SiO2 (depuis des basaltes andésitiques jusqu'aux graniodorites).

Lorsque le magma arrive en surface, il génère un volcanisme sur la plaque continentale


Fig. 5.6 � Diagrammes de phase simpli�és du manteau martien et terrestre. Les domainesde fusion partielle sont représentés en gris foncé pour le manteau terrestre et gris clairpour le manteau martien. Les courbes en pointillés blancs dé�nissent les pourcentagesde MgO supposés pour les fusions partielles du manteau. Les mêmes courbes sont aussisupposées dans le cas de Mars, avec des rapports de Mg/Fe di�érents. Le gradient convectifdu manteau terrestre montre que la fusion par décompression serait plus facile sur Marsque sur Terre, et que pour les mêmes conditions, les laves martiennes et auraient desconcentrations de ferromagnésiens plus importantes et seraient donc plus �uides .

Migration du magma : une a�aire de densité 29

sus-jacente de type andin, avec la formation d'une chaîne d'édi�ce volcaniques parallèle à

la zone de subduction. (2) Le second type de volcanisme est lié aux points chauds (Figure

5.2 cas C), lorsque un panache de matériaux chauds du manteau inférieur traverse une

plaque tectonique (comme l'île de la Réunion ou de Hawaii). Le matériel fondu du point

chaud est moins dense que l'encaissant et arrive en surface. Ces panaches sont relativement

stables et, sur Terre, perdurent ∼100 Ma environ.

Les rides médio-océaniques sont aussi une part importante du volcanisme terrestre

(Fig 5.2 cas A) qui est cependant principalement sous-marin. L'espace créé par l'éloi-

gnement des deux plaques océaniques est comblé par une remontée passive du manteau

asthénosphèrique qui, en se décomprimant, va fondre partiellement et donner naissance

à la croûte océanique (composition majeure : basaltes tholeiitiques). La récession des

plaques océaniques est dé�nie par l'élargissement du plancher océanique avec des vitesses

relatives de plaques les unes par rapport aux autres variant de 2 et 20 cm/an.

Dans le cas de Mars, l'absence de tectonique des plaques élimine l'origine d'une e�usion

volcanique issue d'une subduction de plaques lithosphériques ou de l'accrétion. L'étude

du volcanisme martien se fait en considérant préférentiellement les édi�ces volcaniques

comme étant formés à partir de �uides magmatiques originaires d'un point chaud. Cette

hypothèse ne doit cependant pas exclure les autres origines volcaniques possibles comme

le suggère la variété compositionnelle des laves trouvée sur Mars, et la formation de Valles

Marineris qui a déjà été comparée à une ouverture de rift [Anderson, 1998]. Les sources

de chaleur aux zones de friction le long de failles et issues de concentrations anormales

d'éléments radiocatifs peuvent aussi générer la fusion de roches en magmas.

5.3.2 Migration du magma : une a�aire de densité

A partir de leur point de fusion, les produits de la fonte sont conduits en surface

par gradient de densité, compaction et contraintes déviatoriques [Sleep, 1985, 1988]. En

règle générale et à basse température, les produits de fusion silicatés sont moins denses

que les roches solides et tendent à migrer vers le haut. A proximité de la surface, les

couches super�cielles peuvent être composées de matériaux plus poreux comme des roches

volcaniques ou des couches sédimentaires. Cependant, dans certains cas, le magma peut

être plus dense que ces couches et dans ce cas le magma ne peut monter qu'en présence

de surpressions liées à des contraintes tectoniques.

Le pro�l de densité de la croûte dans laquelle un réservoir se forme et sur laquelle un

volcan se construit est crucial pour la détermination de la profondeur du réservoir et de

la croissance de l'édi�ce [Head et Wilson, 1992]. La densité qui dépend entre autres de la

composition des roches in�uence non seulement la migration du magma dans l'aspect

physique de ce processus, mais aussi de par certaines interactions chimiques qu'il va

développer avec les milieux qu'il va traverser. Le magma va se transformer, au contact


des roches de l'encaissant dans lesquelles il va évoluer, thermiquement et chimiquement

et sa propre densité s'en trouvera changée, ce qui va a�ecter sa migration et la nature de

l'éruption.

5.3.2.1 Composition de la croûte

La limite à laquelle le magma a la même densité que les roches qui l'entourent (l'encais-

sant) est nommée neutral buoyancy zone ou neutral buoyancy level (NBZ), et correspond

à la zone d'équilibrage des densités des magmas liquides en migration et des matériaux de

l'encaissant. Au niveau de cette limite, si le magma est uniquement dirigé par gradient de

densité, il va naturellement stopper sa migration et s'accumuler pour former une chambre

magmatique. Les processus physico−chimiques qui ont lieu dans cette chambre magma-

tique, comme le refroidissement avec cristallisation fractionnée, contribuent à transformer

la composition des magmas, et à changer leur densité. A partir de l'accumulation d'un

magma primaire dans une chambre magmatique, des magmas secondaires moins denses

vont poursuivre leur migration jusqu'a une NBZ correspondant à leur densité pour former

une nouvelle chambre magmatique plus proche de la surface que la première ou �nalement

arriver en surface.

La densité, et donc la composition de la croûte des planètes est donc un paramètre

important du volcanisme. Dans le cas terrestre, la croûte possède une composition di�é-

rente si elle est océanique ou continentale. La croûte océanique est composée de roches

basaltiques qui contiennent des teneurs en silice relativement faibles (gaussienne centrée

sur 49.5% de SiO2), et de fortes proportions de minéraux lourds comme les pyroxènes

et l'olivine. Ces basaltes et leurs produits de cristallisation sont souvent appelés roches

de composition chimique basique et, en fonction de leurs teneur en minéraux ferroma-

gnésiens élevée à très élevée, sont dé�nies comme roches ma�ques ou ultra-ma�ques. La

croûte continentale est composée de roches granitiques qui possèdent une teneur en si-

lice plus importante (de ∼55% à ∼70% de SiO2), des feldspaths et du quartz. La densité

moyenne des basaltes est de ∼2.9 g.cm−3 alors que celle des granites est plus faible, autour

de ∼2.6 g.cm−3. Il apparaît donc qu'un magma, de densité donnée, en ascension dans la

croûte terrestre croisera une NBZ à plus grande profondeur dans la croûte continentale

que dans la croûte océanique du fait de leurs densités respectives. Ce constat implique

que la grande majorité des magmas en migration dans la croûte continentale terrestre de

faible densité, aura plus de di�cultés à atteindre la surface qu'au travers de la croûte

océanique, et va rester piégée en profondeur pour cristalliser complètement et former

des roches plutoniques intrusives. Ce phénomène intrusif de plutons granitiques dans la

croûte continentale contribue en grande partie à l'allègement de cette croûte comparée à

la croûte océanique. Certains magmas atteignent cependant la surface de la croûte conti-

nentale pour former des roches volcaniques extrusives. Du fait de la forte densité de la


croûte océanique (∼2.9 g.cm−3) plus proche de celle du manteau supérieur (∼3.3 g.cm−3)

que celle de la croûte continentale (∼2.6 g.cm−3), les magmas en migration ont plus de

facilité à atteindre la surface des croûtes océanique et former du volcanisme.

Les roches basaltiques sont probablement les roches les plus communes à la surface

des corps planétaires : elles composent les laves des coulées sur ces corps comme dans le

cas de la Terre et de la Lune. Bien que les roches granitiques soient abondantes sur Terre,

elles sont moins communes sur les autres planètes.

La densité des matériaux est dépendante de leur composition, mais aussi de la fraction

de vide qu'ils possèdent. Des roches de même composition peuvent avoir des densités

di�érentes en fonction de leur porosité et les magmas en migration seront aussi in�uencés

par ce deuxième paramètre important.

5.3.2.2 Porosité de la croûte

Une fois que l'édi�ce volcanique commence à croître, les couches de sa surface sont

composées d'un mélange de coulées de laves vésiculaires et de pyroclastes modi�és in-situ

par le climat et l'activité de surface. Du fait de la faible pression atmosphérique martienne

(∼6 mbars) qui induit un dégazage plus précoce et plus e�cace dans les processus vol-

caniques (voir section suivante), il est supposé que ces deux types de dépôts volcaniques

sont plus vésiculés que sur Terre. Lors de l'éruption, en dépit du fait que les premiers

stades de dégazages près de la surface sont propices à la formation de pyroclastes plutôt

que des coulées de laves sous, à peut près toutes les conditions, c'est la dernière étape de

dégazage qui se fait à la pression atmosphérique qui va déterminer la porosité �nale des

matériaux déposés.

Les variations de la densité ρ(h) avec la profondeur h pour les provinces volcaniques

basaltiques terrestres ont été obtenues à partir de mesures sismiques en Islande et à

Hawaii [Hill, 1969 ; Gudmundsson, 1987], et peuvent être modélisées en utilisant une

fonction densité continue, dérivée à partir de l'hypothèse que la compaction des espaces

vides est causée par la pression uniquement. Cette expression suppose une décroissance

exponentielle de la fraction de vide V (P ) avec l'augmentation de la pression P :

V = Voe(−λP ) (5.1)

où V0 est la fraction d'espace vide à la surface et λ une constante dépendante du matériau

et estimée à ∼1.18x10−8 Pa−1 pour les basaltes [Head et Wilson, 1992].

Si ρ∞ est la densité des matériaux de la croûte dans son état le plus compacté ∼2.9g.cm−3, la dé�nition de la densité et de la porosité deviennent :

ρ(V ) = ρ∞(1− V ) (5.2)


La densité de surface est alors exprimée comme suit :

ρsurf = ρ∞(1− Vo) (5.3)

En combinant les équations (1), (2) et (3), et en considérant que une augmentation

dP de la pression P, due à une augmentation dh de la profondeur h, est donnée par

dP = ρgdh, on obtient l'expression de la densité en fonction de la profondeur :

ρ(h) = ρ∞/[1 + Vo/(1− Vo)exp(−λρ∞gh)] (5.4)

Cette équation est représentée dans la �gure 5.7 pour le cas de la Terre, de Venus, et de

Mars, en considérant que les matériaux de la croûte totalement compactés ont une densité

de ∼2.9 g.cm−3, et quelques valeurs sont listées dans le tableau 5.1. La comparaison de la

répartition en profondeur d'une même densité en fonction de la porosité de surface de la

croûte terrestre, martienne et vénusienne montre que pour une même porosité de surface,

la Terre et Venus auront à peu prés la même densité à la même profondeur. La raison

en est que dans cette fonction, la compaction de la porosité dépend de la gravité qui, sur

Venus est proche de celle de la Terre (∼=8.8 m.s−2). Pour la même porosité de surface

sur Mars, la profondeur à laquelle trouver cette densité de la croûte sera plus de 2 fois

plus importante. Pour les magmas migrant vers la surface, cela signi�e que des faibles

densités de l'encaissant susceptibles de favoriser la formation de chambres magmatiques

seront rencontrées plus profondément sur Mars que dans le cas terrestre ou vénusien.

Profondeur Terre Mars Venuskm Vo =0.24 0.25 0.325 0.5 0.75 0.125 0.15 0.2 0.25

0 2200 2175 1958 1450 725 2538 2465 2320 21751 2364 2244 2039 1545 798 2623 2566 2448 23272 2496 2308 2116 1639 875 2691 2646 2552 24543 2600 2367 2189 1732 957 2742 2708 2635 25574 2680 2422 2257 1822 1042 2782 2756 2700 26395 2739 2472 2320 1909 1130 2812 2792 2749 27038 2840 2597 2481 2148 1408 2864 2856 2837 281711 2878 2688 2604 2345 1688 2885 2882 2875 286617 2897 2800 2757 2618 2182 2898 2897 2896 289420 2899 2831 2802 2704 2372 2899 2899 2898 289825 2900 2863 2847 2792 2598 2900 2900 2900 2900

Tab. 5.1 � Variations de la densité des roches de la lithosphère peu profonde sur Terre,Mars et Venus à partir de la porosité a la surface (Vo) et d'une valeur de ρ∞=2900kg.m−3

pour la densité des roches intégralement compactées [Wilson and Head, 1994]. Les carac-tères gras dénotent les valeurs proches de 2.6 g.cm−3, la densité supposée des �uides situésdans une chambre magmatique.

Les valeurs de densité pour des matériaux de la croûte complètement compactés se

situent autour de ∼2.9 g.cm−3. Cette valeur correspond à une roche non vésiculée, formée


Fig. 5.7 � Ces graphiques ont pour but de déterminer la profondeur de la NBZ et donc deschambres magmatiques sur Mars, la Terre et Venus. Ils représentent les pro�ls de densitéde la croûte en fonction de la porosité de surface, et en considérant une densité de ∼2.9g.cm−3 pour une compaction maximale. Pour chaque planète, plusieurs isodensités sontreprésentées en lignes pleines, et l'isodensité ∼2600 g.cm−3, correspondant à la densitésupposée des matériaux magmatiques des chambres magmatiques, et donc de la NBZ, estreprésenté en tirets. En fonction de la porosité de surface, on peut donc, par l'intermédiairede cette isodensité∼2.6 g.cm−3 déduire la profondeur supposée des chambres magmatiquespour chaque planète. Le graphique en bas à droite compare les isodensités ∼2.6 g.cm−3

des croûtes terrestre, martienne et vénusienne. En raison de la plus faible gravité de Mars,la compaction des milieux poreux sera moindre que sur Terre à profondeur identique, et,en supposant une même porosité de surface sur chaque planète, des densité plus faiblesque sur Terre ou Venus seront rencontrées à plus grande profondeur. Par exemple, uneporosité de surface de 0.5% entraînera des densités de ∼2.6 g.cm−3 à une profondeur de 6km sur Terre, 7 km sur Venus, et 17 km sur Mars. C'est probablement à ces profondeursque se formeraient les chambres magmatiques. D'aprés Wilson et Head, [1994].


à partir d'un magma de même composition et de densité ∼2.6 g.cm−3, telles que les roches

basaltiques typiques. Les analyses de la surface martienne sont généralement interprétées

comme étant de composition basaltique, ce qui correspondrait à des valeurs de ρ∞=2900

kg.m−3 pour des magmas de ∼2.6 g.cm−3.

Les valeurs moyennes terrestres de porosité de surface, déterminées à partir des données

sismiques, se situent autour de Vo = 0.24, et conduisent à une densité de surface ∼2.2g.cm−3. Dans le cas de Mars, la faible pression atmosphérique tend à augmenter la présence

de vésicules dans le magma et la formation de pyroclastes de petite taille [Wilson et al.,

1982]. Pour cette raison, il est envisagé un vaste domaine de porosité pour la surface

martienne, entre 0.25 et 0.75% avec une valeur la plus probable autour de ∼0.325%. Les

estimations correspondantes de profondeurs des chambres magmatiques situées au niveau

de la NBZ sur Terre, Mars et Venus, en fonction de ces paramètres, sont présentées dans

le tableau 5.2.

Terre Mars Venus

Fraction de vide en surface, Vo 0.24 0.325 0.15Profondeur du centre de la chambre, km 3 11 1.4Profondeur du centre de la chambre basée 3 7.7 2.7sur une échelle gravimétrique, km

Tab. 5.2 � Meilleures estimations de la porosité de surface, Vo, sur Terre, Mars et Venus,ainsi que la profondeur, pour chacune de ces planètes, des chambres magmatiques résidantau niveau de l'équilibrage des densités (NBZ) lorsque la densité des magmas qu'ellescontiennent est de 2.6 g.m−3.

Le résultat de ces di�érences dans la distribution de la densité dans la lithosphère des

planètes, qui dépend de la gravité et faiblement de la pression atmosphérique, montre que

les réservoirs magmatiques sont supposés être plus profonds sur Mars que sur Terre d'un

facteur de 4 environ.

Une bonne illustration de ce que la densité implique La croûte lunaire est com-

posée d'une épaisse couche d'anorthosites, roche magmatique formée à plus de 80% de

plagioclases de faible densité. Cette croûte de faible densité représente un obstacle na-

turel pour la migration des magmas vers la surface dans le cas où cette migration est

uniquement contrainte par des contrastes de densité. Les magmas forment des chambres

magmatiques au niveau de la NBZ, qui sur la Lune se trouve à ∼60 km de profondeur.

Il existe un faible nombre de chambres magmatiques à faible profondeur sur la Lune, et

c'est la raison pour laquelle aucun bouclier volcanique majeur n'est trouvé à sa surface

[Head et Wilson, 1992]. Comme illustré dans la Figure 5.8, seuls les larges bassins d'im-

pacts météoriques permettent l'ascension des magmas jusqu'à la surface en excavant la

croûte sur plusieurs kilométres à dizaines de kilométres de profondeur, ce qui permet aux

Volcanisme explosif ou e�usif : un problème d'éléments volatils 35

magmas de se répandre dans ces depressions bien aprés l'impact et de former les 'Mers

basaltiques lunaires'.

Fig. 5.8 � Coupe schématique de la Lune. La croûte de la Lune est plus �ne sur la facevisible depuis la Terre, et plus épaisse sur la face cachée. Des fractures dans la croûte �neont permis aux magmas d'atteindre la surface sur la face visible où les Mers basaltiquessombres sont concentrées. Le centre de masse (CM) de la Lune est décalé de 2000 m deson centre géométrique (CF), de sorte que la surface d'équipotentielle se situe plus prochede la surface lunaire sur l'hémisphère qui fait face à la Terre. Par conséquent, les magmasoriginaires de profondeurs équipotentielles auront plus de di�cultés à atteindre la surfaceau niveau de la face cachée.

5.3.3 Volcanisme explosif ou e�usif : un problème d'éléments vo-

latils

A grande profondeur dans la croûte, la forte pression dissout les éléments gazeux dans

le liquide. Lors de l'ascension vers la surface des magmas, la diminution de pression avec

la profondeur provoque la formation de bulles de gaz et leur expansion. Ce faisant, il

peuvent alors représenter une fraction volumique importante du magma, et perturber sa

migration vers la surface. Il existe deux étapes importantes dans l'évolution des gaz d'un

magma en ascension : la nucléation et la fragmentation. La profondeur de nucléation est

la profondeur à laquelle les bulles de gaz vont commencer à se former dans le magma, et la

profondeur de fragmentation est la profondeur à partir de laquelle les gaz vont composer

plus de ∼75% de son volume (limite approximative). A partir de ce seuil, les gaz vont

fragmenter le magma en particules et générer un volcanisme avec de grands volumes de

gaz et donc principalement explosif.


Pour comparer ces profondeurs sur Terre et sur Mars, il faut connaître les proportions

d'éléments volatils dans les magmas ainsi que leurs solubilités. Deux composés peuvent

potentiellement former des bulles de gaz en grandes quantités, le CO2 et le H2O.

Solubilité du CO2 La fraction massique du CO2 (nc) dans le magma s'exprime en fonc-

tion de la pression (P) dans le magma et de deux constantes, Kc∼6×10−12 et Jc∼3.4×10−6

[Head et Wislon, 1992] :

nc = Jc + KcP (5.5)

Pour une pression du magma de 3.3 MPa, la fraction massique de CO2 présente dans

le magma sera égale à 0.002% (Figure 5.9).

Fig. 5.9 � Solubilité du dioxyde de carbone en fonction de la pression dans le magma. Sile CO2 représente 0.002% de la masse totale, il faut que la pression dans le magma soit de3.3 MPa pour que tout le CO2 soit dissout dans le magma. En dessous de cette pression,des bulles de CO2 commencent à se former.

Solubilité de H2O La fraction massique de l'eau dans le magma (nw) peut s'exprimer

en fonction de la pression (P) dans le magma, et d'une constante Kw∼ 6.8×10−8 [Head

et Wislon, 1992] :

nw = KwP 0.7 (5.6)

Typiquement, pour une quantité d'eau de 0.25% dissoute dans le magma, la pression

dans le magma sera de 3.3 MPa (Figure 5.10).

La solubilité du CO2 (Figure 5.9) est moindre que celle de H2O (Figure 5.10), de

deux ordres de grandeur, dans tous les mélanges silicatés [Mysen, 1977]. De fait, le CO2,

comme tout autre élément volatil de faible solubilité, sera très certainement dégazé de


Fig. 5.10 � Solubilité de l'eau en fonction de la pression dans le magma. Si l'eau représente0.25% de la masse totale, il faut que la pression dans le magma soit de 3.3 MPa pour quetoute l'eau soit dissoute dans le magma. En dessous de cette pression, des bulles de H2Ocommencent à se former.

n'importe quel magma martien ayant résidé pendant des périodes de temps signi�catives

en profondeur dans la lithosphère. H2O est donc le gaz contrôlant la quantité de bulles de

gaz dans le magma.

Le tableau 5.3 montre que la combinaison de la faible gravité et de la faible pression

atmosphérique implique des profondeurs de nucléation et de fragmentation plus impor-

tantes sur Mars que sur Terre. Un magma qui érupte ne peut pas contenir une certaine

quantité d'éléments volatils à moins que la profondeur à laquelle a résidé le magma récem-

ment soit plus importante que la profondeur de nucléation qui correspond à cette quantité

d'éléments volatils.

L'exemple de Mars montre une faible gravité (3.73m/s2 contre 9.8m/s2 sur Terre) alliée

à une faible pression atmosphérique (6×10−3bar contre 1bar sur Terre) ce qui à pour

conséquence des niveaux de nucléation et de fragmentation plus profonds que sur Terre,

et des implications sur les types de volcanismes, explosifs en particulier qui impliquent

majoritairement H2O. Lors de l'éruption d'un magma contenant su�samment d'éléments

volatils pour se fragmenter en pyroclaste quelques mètres sous la surface (∼0.1 wt% sur

Mars et∼0.3 wt% sur Terre), l'énergie cinétique produite par l'expansion des gaz provoque

une vitesse de sortie des gaz et des pyroclastes de plusieurs dizaines de mètres par seconde

[Wilson, 1980], et une explosion peut se produire.

D'autres facteurs in�uent cependant sur la nature �uide de l'éruption et l'activité

explosive. Ces processus physiques importants qui se déroulent autour des sources volca-

niques sur Mars et la façon selon laquelle leur importance relative peut résulter en une

large variété de styles d'éruption sont montrés dans la Figure 5.12. Le style des éruptions

explosives relativement stables est déterminé par une combinaison de la distribution de


Conten

uTotal

Profondeurs

deNucleatio

n,m

Profondeurs

deFrag

mentatio

n,m

enVolatils

H2 O

dans

H2 O

dans

CO

2dans

H2 O

dans

H2 O

dans

CO

2dans

wt%

lesBasaltes

lesRhyolites

lesdeux

lesBasaltes

lesRhyolites

lesdeux

TERRE

58200

5000

74,000

678

546

336

33400

1800

44,000

387

287

196

1815

200

15,000

116

65

62

0.3

140

15

4400

28

723

0.1

27

...1500

6...

30.03

2...

440

......

...

MARS

521,000

13,000

196,0

001800

1460

901

310,000

4800

118,000

1000

771

713

12100

530

39,000

318

181

173

0.3

380

48

12,00

083

2951

0.1

80

54000

244

17

0.03

14

0.4

1200

60.3

5

Tab.5.3

�Profondeurs

denucléation

desbulles

degaz

etde

fragmentation

dumagm

asur

Mars

etsur

Terre

enfonction

dela

quantitétotale

d'éléments

volatilsdans

lemagm

apour

3com

binaisonsdi�

érentes(M

agma)/(élém

entsvolatils)

[Wilso

nandHead,

1994].


taille des clastes éruptés et de la fraction massique des éléments volatils dégazés au court

de l'éruption. Les fontaines de laves Hawaiiennes se forment lorsque la fragmentation

sépare très rapidement le gaz des pyroclastes. Les éruptions Pliniennes se déclenchent

lorsque la fragmentation transforme le magma en particules tellement �nes qu'elles ne

peuvent pas se séparer des gaz, par lesquels elles sont emportées dans l'atmosphère en

nuage de cendres. Les magmas de compositions plus acides sont plus visqueux, et forment

des dômes solides sous lesquels les gaz sont piégés. De plus la lente migration de ces mag-

mas autorise généralement l'exsolution de tous les gaz dissous. La pression augmente de

façon importante par rapport à la pression hydrostatique environnante, jusqu'a ce qu'une

faiblesse dans la structure du dôme provoque une décompression de la poche de gaz et

de sa matrice liquide en même temps que l'expansion d'une onde de choc dans le magma

[Eichelberger et Hayes, 1982] conduisant à une éruption peléenne. Les éruptions vulca-

niennes sont la conséquence de l'interaction du magma avec des couches d'eau ou de glace

en sub-surface. Ces éruptions di�èrent des éruptions peléennes par la présence de plus

gros fragments dans les éjectas. Ces éruptions sont les plus à même de se produire sur

Mars étant donné la présence importante de glace dans le sous-sol [Squyres et al., 1992].

Un troisième mécanisme implique des explosions de moindre ampleur, lorsque une

coulée de lave se met en place sur un sol riche en eau ou en éléments volatils. La chaleur

de la coulée vaporise les éléments volatils pour créer une couche de gaz compressé piégée

sous la coulée. La pression va augmenter jusqu'à, au moins, compenser le poids de la

coulée qui la recouvre, et l'explosion qui va résulter va produire un pseudo cratère sur

la coulée [Thorarinsson, 1953]. De même que les éruptions Vulcaniennes, ce mécanisme

devrait être aussi commun sur Mars que sur Terre étant données les concentrations en eau

et glace du sous-sol martien. Les quelques morphologies susceptibles d'être des candidats

au phréato-magmatisme [Chapman et Smellie, 2002] martien se trouvent dans la région

du pôle sud [Ghatan et Head, 2002], et dans diverses plaines de Lowlands, comme Isidis

Planitia ou Cerberus qui présentent des cônes en lignes et dont l'interprétation en tant

que lentilles de glaces (Pingo) [Burr, 2005] ou que pseudo cratères [Lanagan, 2001] est

toujours débattue (Figure 5.11).

Pour la même quantité d'éléments volatils, la profondeur de nucléation est plus im-

portante sur Mars que sur Terre. Cela implique qu'une même situation peut générer un

volcanisme explosif sur Terre, mais pas sur Mars car si la fragmentation se fait trop pro-

fondément dans la croûte, la soudaine expansion des gaz est compensée par la pression

lithostatique et les gaz continuent leur migration vers la surface sans provoquer d'explo-

sions. Cependant, le volcanisme explosif est possible sur Mars avec des concentrations en

éléments volatils plus faibles que sur Terre. De fait, malgré la faible gravité, si les magmas

émis les plus fréquemment à la surface des planètes ont des faibles concentrations en élé-

ments volatils, le volcanisme explosif devrait être plus fréquent sur Mars. Le volcanisme

martien devrait donc être principalement explosif si l'on considère de plus cette observa-


Fig. 5.11 � Cônes alignés dans la région de Cerberus candidats potentiels au phréato-magmatisme. Diverses hypothèses sont toujours débattues à propos de leur mode de for-mation dont les deux principales sont : (1) des cônes de cendres résultant de l'explosion depoches de vapeurs lorsque une coulée de lave s'écoule sur un substratum riche en élémentsvolatils ; (2) des lentilles de glaces ou Pingos craquèlent la surface. La largeur de l'imageéquivaut à 2 km.


Fig. 5.12 � Variétés des styles d'éruptions sur Terre que l'on peut utiliser pour la descrip-tion du volcanisme martien : (1) 'Gaz free' correspond à des coulées de laves e�usives sansgaz, et donc sans phénomène explosif. (2) Le volcanisme Strombolien est un évènementexplosif et e�usif au court duquel le magma voit alternativement sa vitesse augmenter,autorisant de façon intermittente, la formation de grosses bulles de gaz. (3) le volcanismeHawaiien est composé de larges pyroclastes et de coulées de laves rapidement séparéesdu gaz. (4) Les éruptions Pliniennes développent de petits pyroclastes qui forment desnuages d'ignimbrites en fonction de la densité du mélange (pyroclastique, gaz, gaz at-mosphériques). (5) Les éruptions Peléennes ont des compositions de magmas allant deacide (riche en silice) à intermédiaire. Le gaz peut être piégé dans la lave refroidissant defaçon désordonnée. (6) Le volcanisme Vulcanien résulte d'interactions de type eau-magmaet glace-magma. Sur Mars, c'est ce dernier volcanisme qui est le plus susceptible de seproduire en raison de la proportion de glace présente dans le sol martien. D'aprés Wilson

et Head, [1994]

42 Morphologies des e�usions volcaniques

tion avec la présence de glace dans le sous-sol. La question se pose alors de savoir quel est

le pourcentage des édi�ces volcaniques martiens concernés par ces mécanismes, et quelle

est la fréquence dans le temps de ces explosions.

5.4 Morphologies des e�usions volcaniques

Après s'être intéressé à l'ascension du magma, cette section présente les di�érentes

morphologies qui résultent d'une éruption volcanique e�usive en surface et les paramètres

qui en dépendent. La première partie propose une explication de la di�érence morpho-

logique entre les édi�ces terrestres et martiens. La seconde partie présente les facteurs

contrôlant la rhéologie des laves. La troisième partie présente les di�érentes approches

permettant de relier la morphologie des laves à la rhéologie a�n d'en discuter la compo-

sition.

5.4.1 Taille des édi�ces

Les provinces de Tharsis et d'Elysium sont caractérisées par des édi�ces volcaniques

dont la morphologie est fortement semblable à celle des grands volcans boucliers basal-

tiques terrestres, comme les édi�ces de Hawaii en particulier [Carr, 1973]. Les édi�ces

martiens sont cependant plus de deux fois plus imposants que le Monna Loa, le plus gros

des édi�ces volcaniques terrestres. Selon un modèle isostatique [Blasius, 1976], on dé�nit

la hauteur du volcan Hv, l'épaisseur Hc et la densité ρc de la croûte , l'épaisseur Hm et la

densité ρm du manteau lithosphérique, on suppose que la colonne de matériaux chauds qui

traversent la lithosphère et composent l'édi�ce volcanique en surface possède une densité

constante de ρmg et on considère que le système est à l'équilibre (Figure 5.13) selon :

ρmg ∗ (Hv + Hc + Hm) = ρc ∗Hc + ρm ∗Hm (5.7)

La hauteur du volcan que supporte la lithosphère s'exprime donc selon :

Hv = Hm −Hc +ρc ∗Hc + ρm ∗Hm

ρmg

(5.8)

Les densités des magmas Hawaiiens sont très similaires aux densités moyennes de la

croûte qu'ils traversent [Eaton et Murata, 1960 ; Vogt, 1974], ce qui permet de supposer

que ρmg = ρc =2.6 g.m−3. La hauteur du volcan s'exprime donc suivant :

Hv =(ρm − ρmg) ∗Hm

ρmg

=Hm

3(5.9)

La di�érence de taille entre les édi�ces martiens et terrestres s'explique donc par le

fait que Mars possède une lithosphère plus épaisse que la Terre, et que la hauteur des

Composition et rhéologie des laves 43

édi�ces supportés par cette plaque élastique est une fonction linéaire de cette épaisseur

[Blasius, 1976]. Les édi�ces sont donc naturellement plus hauts sur Mars que sur Terre,

d'un facteur 3 si l'on considère les valeurs d'épaisseur de lithosphère de ∼100 km pour

la Terre et de ∼300 km pour Mars, ce qui correspond bien au rapport entre le plus haut

volcan martien (∼23 km) et le plus haut volcan terrestre (∼8 km) (Figure 5.13).

Comme vu dans la première section, le �ux thermique permet de contraindre l'épais-

seur de la lithosphère. Les variations de �ux thermique au cours du temps permettent de

discuter l'évolution de l'épaisseur lithosphérique dans le temps sur Terre [Oxburgh, 1981].

La base de la lithosphère correspond à l'isotherme 1300oC ce qui implique qu'une litho-

sphère peu épaisse aurait un �ux thermique en surface élevé, et ne pourrait pas supporter

des édi�ces très lourd ou très hauts. Les volcans de tailles maximales seraient donc plus

petits sur les planètes relativement chaudes à la lithosphère �ne. A l'inverse, les grands

édi�ces témoigneraient d'une lithosphère épaisse associée à un �ux thermique de surface

relativement faible. L'évolution du volcanisme martien montre que les anciens édi�ces

plats se sont formés il y a plusieurs milliards d'années alors que la lithosphère était �ne,

et que la lithosphère s'est épaissie au cours du temps, permettant la croissance d'édi�ces

plus imposants [McGovern, 2002, 2004]. Il n'y a cependant pas encore de mesure directe

du �ux thermique martien pour permettre de con�rmer ces modèles.

5.4.2 Composition et rhéologie des laves

Lorsqu'un magma arrive en surface, il s'écoule à la surface en coulée de lave. Ces coulées

de laves se forment soit à partir d'un magma pauvre en éléments volatils à partir de la

source, soit par la fusion des particules incandescentes tombant d'une fontaine de lave. La

di�érence principale étant que les laves issues de la fontaine seront systématiquement plus

froides et plus visqueuses que celles directement issues de la source. Les coulées de laves

sont considérées comme un �uide Newtonien visqueux dont la viscosité peut varier sur plus

d'une douzaine d'ordres de grandeurs. La rhéologie d'une coulée de lave est contrôlée par

trois facteurs clefs : (1) La composition chimique de la lave (concentration en SiO2,...). (2)

La concentration en cristaux et leur taux de croissance. (3) La concentration en éléments

volatils (H2O, CO2,...).

5.4.2.1 Composition chimique

C'est la composition chimique d'un magma, qui la première, va in�uer sur le com-

portement physique de la coulée de lave en surface. Parmi l'ensemble des éléments qui

interviennent et interagissent, la silice joue un rôle majeur, comme le montrent les va-

riations de viscosité en fonction de la concentration de cet élément dans la Figure 5.14,

lorsque, dans le magma ou la coulée de lave liquide, cet élément forme de longues chaînes

de molécules (polymérisation) de SiO2 qui s'opposent à l'écoulement libre de la coulée


Fig. 5.13 � Comparatif de la structure de la lithosphère martienne et terrestre et im-plications pour la taille des édi�ces volcaniques sur Terre et sur Mars. Selon le modèleisostatique, la taille des édi�ces que peut supporter la lithosphère élastique est une fonc-tion linéaire de son épaisseur [Blasius, 1976]. L'épaisseur de la lithosphère martienne étant3 fois plus importante que celle de la lithosphète terrestre, la taille maximum des édi�cesmartiens pourra donc être plus importante que sur Terre, en l'occurrence le rapport desédi�ces maximum terrestre (Mona Loa ∼8 km) et martien (Olympus Mons ∼23 km) estpresque de 3, illustrant que ces édi�ces ont probablement atteint la taille maximum quepeut supporter la lithosphère de leur planète en l'état actuel.

Composition et rhéologie des laves 45

[Toplis, 1997, 2004]. Cependant, la présence d'eau dans le magma, et en particulier des

radicaux libre -OH, casse les chaînes de polymères de la silice et diminue la viscosité.

Le phosphore joue aussi un rôle important puisque sa présence retarde la formation des

cristaux dans le magmas, et à donc tendance à diminuer la viscosité. En�n, des hautes te-

neurs en magnesium font diminuer les proportions relatives de silice, et tendent à �uidiser

les magmas.

Fig. 5.14 � Pourcentage de SiO2 de di�érentes roches volcaniques, et valeurs de leursviscosités dans un cas anhydre. Pour une variation d'environ 30% de SiO2, la viscositévarie de 12 ordres de grandeurs.

5.4.2.2 Concentration des cristaux

Au premier ordre, l'augmentation de la fraction non liquide (φ), cristalline dans ce cas,

au sein d'un mélange liquide augmente la viscosité relative (µr), suivant [Spera, 2000] :

µr = µMelange/µLiquide = (1− φ/φ0)−5/2 (5.10)

où µMelange est la viscosité du mélange liquide et solide, µLiquide est la viscosité du

liquide, et φ0 est la fraction de compaction maximum du solide. Cette équation montre

l'importance de la fraction volumique de solide et de la fraction de compaction maximum

du solide, dans la réponse visqueuse que va donner le magma. Dans le détail, c'est à la

fois la taille et les variations de forme de chaque cristal, ainsi que la structure globale du

mélange, qui vont contrôler les propriétés rhéologiques des mélanges magmatiques multi-

phases. Plus il y aura de cristaux, plus la viscosité va augmenter, induisant une évolution

de la viscosité au cours de la mise en place d'une lave et ce qui rend la modélisation des

processus di�cile et limite les domaines d'application des approches analytiques.


5.4.2.3 Eléments volatils

Dans des mélanges liquides-gaz, la viscosité peut augmenter ou diminuer en fonction

de la fraction de gaz suivant la vitesse de cisaillement du mélange, et donc suivant les

gradients de sa vitesse d'écoulement. Par exemple, à des taux de cisaillement faibles,

les bulles de gaz vont agir comme des inclusions indéformables et la viscosité (µ) va

augmenter en même temps que la fraction non liquide (φ), gazeuse dans ce cas, tout

comme si on augmentait la concentration de cristaux dans le mélange [Spera, 2000]. A

l'inverse, un taux de cisaillement élevé va permettre aux bulles de gaz de se déformer et

la viscosité du mélange va diminuer avec l'augmentation de la fraction de bulles. D'autres

paramètres s'ajoutent encore dans le régime rhéo-dynamique responsable de la viscosité,

comme le terme capillaire. Ce dernier prend en compte la viscosité du liquide, le taux de

déformation, le rayon des bulles de gaz, et la tension de surface liquide-gaz. La viscosité

relative peut varier d'un facteur 10 si la concentration de bulles augmente de 0 à 50%

dans un régime où le terme capillaire est élevé. En résumé, il est important de considérer

le régime dynamique lorsque l'on considère l'e�et des bulles sur la viscosité du magma.

5.4.2.4 Evolution de la rhéologie au cours de sa mise en place

Le refroidissement de la base de la coulée de lave sur le substratum est contrôlé par la

di�usivité thermique du substratum qui est globalement proche pour toutes les planètes

silicatées [Hulme, 1982]. Le refroidissement de surface et l'épaisseur de la croûte froide

sur la coulée de lave sont in�uencés par les propriétés de l'atmosphère, qui dans le cas

martien semble être 100 fois moins e�cace que l'atmosphère terrestre pour transporter la

chaleur par convection. De fait, ce sont les pertes de chaleur par radiation qui dominent

dans toutes les situations martiennes et il en résulte que, pour des mêmes compositions,

suite à une éruption, les coulées de laves martiennes seront systématiquement ∼40oC plus

chaudes que les coulées de laves terrestres [Wilson et Head, 1994].

5.4.3 Modèles de mise en place de coulées de laves

La modélisation des écoulements de lave est complexe, mais des approches analytiques

ou empiriques simples permettent de comparer des e�usions de di�érentes tailles dans des

environnements di�érents et en fonction de leurs rhéologies.

Le nombre des paramètres qui in�uent sur la morphologie des coulées de lave est

important et varié comme par exemple la composition, la température, la taille de la

source, la pente ou la gravité. Il existe cependant des facteurs communs aux écoulements

de laves des planètes qui permettent de modéliser ces écoulements.

Modèles de mise en place de coulées de laves 47

5.4.3.1 Physique de Bingham

Un �uide Newtonien s'étale indé�niment dans toutes les directions lorsqu'il est ré-

pandu sur une surface plane à l'inverse d'un �uide de Bingham qui s'arrêtera de couler

lorsque les contraintes seront inferieures à un certain seuil pour s'immobiliser. Les me-

sures expérimentales de rhéologie des �uides silicatés montrent que ceux-ci n'ont pas un

comportement Newtonien et possèdent une contrainte seuil. En e�et, l'écoulement latéral

d'une coulée de lave sur un plan incliné s'arrête en général assez rapidement alors que

l'écoulement dans le sens de la pente se continue ce qui permet de conclure à un compor-

tement rhéologique des e�usions di�érent d'un �uide Newtonien. A des taux d'e�usion

relativement élevés, la plupart du déplacement de la lave se fait dans un chenal central

endigué par des levées. L'épaisseur et la largeur de ces levées peuvent être caractérisées

par la contrainte seuil. L'idée a alors été émise de modéliser ces écoulements non pas

par un modèle non-Newtonien simple mais par un modèle de Bingham plastique carac-

térisé par sa contrainte seuil et sa viscosité plastique [Hulme, 1974]. Dans ce modèle, la

contrainte cisaillante au sol doit dépasser la contrainte seuil pour qu'il se produise une

déformation, et donc un mouvement de la matière. Cette approximation simple suppose

une rhéologie constante dans le temps et l'espace ce qui est critiquable, puisqu'en réalité,

les paramètres physiques (température, viscosité, épaisseur,...) varient avec le temps et le

long de la coulée. Cependant, avec ce modèle, à partir de la géométrie du chenal central

et des levées d'une coulée chenalisée on peut déduire le produit de la viscosité plastique

par le taux d'e�usion.

Methode La déformation ne se produit que si les contraintes dépassent un certain seuil

(la contrainte seuil σs) :

σ − σs = η∂U

∂z(5.11)

Connaissant les paramètres rhéologiques d'un �uide, notre objectif est de chercher les

paramètres géométriques de l'écoulement. Pour ce faire, nous allons prendre un �uide

Newtonien simple, dans lequel la contrainte cisaillante (σ) va pouvoir être calculée, sa-

chant que si c'était un �uide de Bingham, toutes les zones où l'on aurait une contrainte

(σ) < (σs) seraient immobiles. La comparaison des contraintes et des (σs) permettra de

déterminer les éventuelles zones pour lesquelles l'écoulement s'arrête (Figures 5.15, 5.16).

L'écoulement de la surface libre d'un �uide de Bingham est approximée par un demi-

écoulement Newtonien de Couette entre deux plaques, et, avec l'expression du champ de

vitesse (U), on en déduit la contrainte cisaillante σ :

U(y, z) =1

2η

∂P

∂y(z2 − (2H)z) (5.12)


Fig. 5.15 � Schéma de la coulée au début de l'écoulement avec le repère. L'écoulement sefait dans le plan (x, y), 'x' étant orienté suivant la ligne de plus grande pente. L=Largeurtotale de la coulée, Ll=Largeur des levées, 2Lc=Largeur de l'écoulement, Hc=Hauteurcritique, Ho=épaisseur de la lave au centre de la coulée.

Fig. 5.16 � Morphologie de la coulée en �n d'écoulement, et paramètres géomètriquesdisponibles.


σ = −ρgH∂H

∂z(5.13)

Bien que le problème d'une coulée de lave soit tridimensionnel, on le ramènera à

deux problèmes bidimensionnels en considérant dans un premier temps l'étalement latéral

(écoulement perpendiculaire à la pente (y,z)), puis l'écoulement le long de la pente (y,x).

(1) Latéral Dans ce cas, on peut imaginer le comportement d'un �uide de Bingham

déposé sur une surface plane : il va s'écouler et �uer de toute part, tant que sa hauteur

(ρgH) et/ou son gradient d'épaisseur (∂H∂z

) le permettront. Lorsqu'il aura acquis son pro�l

d'équilibre, la relation suivante s'appliquera partout [Hulme, 1974] :

σs = −ρgH∂H

∂y(5.14)

La résolution de cette équation di�érentielle amène l'équation du pro�l latéral de la

coulée :

H2 =2σs

gρ(L

2− y) (5.15)

Et donc l'épaisseur de lave au centre de la coulée (y = 0) :

H2o =

Lσs

gρ(5.16)

(2) Frontal Dans ce cas, on imagine le comportement d'un �uide déposé sur un plan

incliné (α) : il va s'écouler suivant la ligne de plus grande pente, tant que cette dernière sera

su�samment grande. La pente critique (ou d'un (α) inferieur) pour laquelle l'écoulement

s'arrête voit la relation suivante s'appliquer [Hulme, 1974] :

σs = ρgαH (5.17)

Cette relation montre qu'il existe une hauteur critique (Hc) en dessous de laquelle

l'écoulement ne se fait plus :

Hc =σs

ρgα(5.18)

Lorsque les coulées se déversent latéralement (suivant y), leur épaisseur diminue avec

l'augmentation de la distance à l'origine (x). Quand cette hauteur est inférieure ou égale

à Hc, l'écoulement ne se fait plus, et il se forme une 'levée', qui va encadrer l'écoulement

frontal, selon (x).


La comparaison des équations (1.18) et (1.15), permet d'exprimer la largeur des levées

(Ll) en fonction de paramètres rhéologiques :

Ll =gρH2

c

2σs

=Hc

2α(5.19)

L'étude des coulées de Bingham entre deux plans parallèles, conduit à l'expression du

�ux par unité de largeur (Q [m2/s]) [Hulme, 1974] :

Q =σwh2

6η[1− 3

2(σs

σw

) +1

2(σs

σw

)3] (5.20)

De l'équation de la contrainte latérale, σw = Gh2, on exprime l'écartement des deux

plans (h), et on le remplace dans l'équation (20) :

3

2Qη

G2

σ3s

= (σw

σs

)3 − 3

2(σw

σs

)2 +1

2(5.21)

Cette équation est de la forme (F = f(Y )) où (Y) est un paramètre sans dimension.

La largeur des coulées est très supérieure à leur épaisseur, on peut alors remplacer le

pro�l vertical de vitesse par une approximation donnée par le demi pro�l vertical pour un

écoulement entre deux plans parallèles (cf �gure 5.17).

Fig. 5.17 � Pro�l de vitesse d'une coulée a) de Bingham entre deux plan, b) de lave al'air libre

On remplace donc l'écartement des plans (h), par la hauteur de deux coulées (2H)

dans l'équation (5.20), et on divise le �ux obtenu par deux pour avoir l'expression du �ux

d'une seule coulée.

Q =H2

3ησw[1− 3

2(σs

σw

) +1

2(σs

σw

)3] (5.22)


Avec σs = Hcgρα et σw = Hgρα, on s'a�ranchit des contraintes :

Q =H3

c gρα

3η[1

2− 3

2(H

Hc

)2 + (H

Hc

)3] (5.23)

Pour obtenir le �ux [m3/s] sur toute la largeur, on intègre sur 'y' entre ′0′ et ′L′c :

F = 2∫ Lc

0Q.dy ⇒ F =

2

3

gρα

ηH3

c

∫ Lc

0[1

2− 3

2(H

Hc

)2 + (H

Hc

)3].dy (5.24)

Expression du �ux (F ) sur toute la largeur (donc suivant l'axe y) de la coulée (Lc),

sans les levées qui sont immobiles :

F =gρH4

c

η[2

15(H0

Hc

)5 − 1

4(H0

Hc

)4 +1

6(H0

Hc

)2 − 1

20] (5.25)

On fait alors intervenir le F = f(Y ) et avec l'équation (5.15) on pose :

F =Fη

gρH4c

= Fη(gρ)3(α

σs

)4 (5.26)

Il vient ensuite, sachant que (Hc = σs

gρα), que (H2

0 = σsLgρ

) et que (Ll = σs

2gρα2 ) :

Y =H0

Hc

=gραH0

σs

= (gρα2

σs

)12 L

12 =

√L

2Ll

(5.27)

Y 2 = W =L

2Ll

(5.28)

F =2

15W 5/2 − 1

4W 2 +

1

6W − 1

20(5.29)

Nous avons donc obtenu l'expression de (F) qui dépend dans l'expression (5.29) de la

largeur de la coulée et de la largeur des levées, et qui dépend dans l'expression (5.26), du

�ux et de la viscosité.

La mesure de paramètres géométriques permet donc d'accéder à une valeur de (F ∗η).

Equations A partir de données topographiques et de l'analyse des photographies, nous

pouvons mesurer les caractéristiques des coulées : largeur totale, la largeur et la hauteur

de leurs levées. Avec ces trois valeurs, nous pouvons calculer de diverses manières la

contrainte seuil avec les équations suivantes. Ignorant la hauteur au centre de la coulée

(Ho), l'équation 5.31 ne pourra être utilisée que dans le cas d'une approximation minimale

de la hauteur du centre de la coulée par la hauteur des levées :

σs = ρgαHc (5.30)


σs = ρgH2

0

L(5.31)

σs = ρgα22Ll (5.32)

Avec cette estimation de la contrainte seuil et celle du �ux adimensionnel (F) (cf éq

5.29) nous pouvons en déduire une estimation du produit Flux Viscosité (cf éq 5.26).

L'utilisation de cette méthode sur les laves sur Terre et sur Mars à fourni une grande

variété de résultats (Figure 5.18), majoritairement consistants avec des compositions ba-

saltiques [Wilson et Head, 1994]. Cependant, lors de l'écoulement, l'apparente rhéologie

de la coulée est représentative principalement de la partie exterieure solidi�ée et froide de

la coulée, et non pas de sa partie interne qui conserve mieux sa chaleur [Crisp et Baloga,

1990].

5.4.3.2 Les autres approches

La longueur d'une coulée est représentative d'une combinaison entre le taux d'e�usion,

la durée de l'éruption et de sa rhéologie. Le nombre de Graetz, Gz, qui introduit le fait

que la longueur d'une coulée dépend du taux d'e�usion, de sa largeur, et de la vitesse

de refroidissement contrôlée par la di�usivité thermique (κ), fut suggéré comme étant

utile pour caractériser le refroidissement d'une coulée de lave. Ce nombre est le carré du

rapport de l'épaisseur de la coulée divisé par la distance que l'onde de refroidissement

thermique aura à parcourir dans la coulée depuis son transport de la source [Hiesinger et

al., 2007].

Q = GzκLw

h(5.33)

où L est la longeur (m) de la coulée à partir de la source, w est la largeur (m) de

la coulée, h est la hauteur (m) de la coulée et κ est la di�usivité thermique (3×10−7

m2s−1). Dans le cas de basaltes terrestres, les coulées de laves s'arrêtent lorsque ce nombre

de Graetz atteint une valeur de empirique de 300 [Pinkerton and Sparks, 1976] ce qui

permet de déduire le �ux. Cette approche est utilisée sur les coulées de laves martiennes,

mais il n'est pas certain que les écoulements volcaniques martiens possédent les mêmes

compositions que les laves terrestres. L'environnement martien est di�érent de celui de la

Terre, le refroidissement des laves et la croissance de cristaux n'ont pas lieu à la même

vitesse que pour les basaltes terrestres. Il est donc possible que cette valeur de 300 ne soit

pas valable sur Mars.

L'équation de Je�rey [Nichols, 1939 ; Gregg and Fink, 1996 ; Gregg and Zimbelman,

2000] relie la viscosité µ (Pa/s) de la coulée à son taux d'éruption Q et à ses dimensions


Fig. 5.18 � Photos illustrant di�érents types de morphologies e�usives couvrant un vastedomaine de rhéologies. (a) Vue de l'aiguille du mont Pelée dans les Antilles en 1904[Lacroix, 1904]. L'aiguille (1) mesure ∼150 m de diamètres, et ∼230 m de haut. La laves'est organisée en une profusion sans extension latérale en raison de la forte viscosité(> 500 Pa.s) de ses laves andésitiques. (b) Vue proche d'une coulée de lave chenalisée duvolcan Oldonyo lengaï en Tanzanie. Le chenal qui fut emprunté par la lave (2) est largede ∼10 cm et ses levées (3) sont disposés de part et d'autre. La très faible viscosité deslaves carbonatitiques (SiO2 < 10%, viscosité ∼ 1 Pa.s) explique les faibles dimensionsde cet a�eurement. (c) Vue aérienne d'une coulée de lave chenalisée active sur le volcande Hawaii. Le chenal (2) est large de ∼10 m et il est entouré par des levées (3) le longd'une colline (4) recouverte d'arbres. Le chenal est plus imposant que dans l'exempleprécédent car les laves basaltiques sont plus visqueuses (∼10 to ∼100 Pa.s) que les lavescarbonatitiques (< 1 Pa.s). (d) Exemple de coulée de laves Hawaiiennes de morphologiesdi�érentes. Une coulée de type aa (6) s'écoule sur une ancienne coulée pahoehoe (5) pluslisse. En général, plus la viscosité d'une coulée de lave augmente, plus les morphologiessont massives.

54 Conclusion

L, w, et h, en assumant la mise en place d'un �uide isothermal sur une pente d'angle α :

µ =ρgh3w sin α

nQ(5.34)

avec ρ = 2800 kg/m3 qui représente la densité des roches volcaniques martiennes (choisie

égale à la densité moyenne des basaltes terrestres), g = 3.73 m/s−2 est la gravité à la

surface de Mars, α est la pente et n est une constante égale à 3 pour les grosses coulées

et à 4 pour les coulées étroites.

L'application de cette équation au cas de Mars montre que, pour des mêmes taux

d'e�usion, les coulées sont presque deux fois plus longues que sur Terre en raison de la

faible gravité qui permet des hauteurs de coulées martiennes plus faibles, ce qui pose

un problème pour le nombre de Graetz et son application à Mars. Dans le cas où les

contraintes sur les chambres magmatiques seraient les mêmes sur Terre et sur Mars, les

taux d'e�usions martiens devraient être 5 fois plus importants que sur Terre [Wilson et

Head, 1988, 1983 ; Wilson et Par�tt, 1989, 1990] en raison de conduits volcaniques plus

larges provoqués par la faible gravité [Wilson et Par�tt, 1990]. En �n de compte, les

coulées de laves martiennes, pour des compositions similaires, devraient être 6 fois plus

longues que leurs analogues terrestres.

Les approches suivant lesquelles les coulées de laves chenalisées sont modélisées comme

des coulées Newtoniennes rectangulaires sont cependant plus réalistes que les modèles de

coulées in�nies, Newtoniennes ou Binghammiennes [Sakimoto et Gregg, 2001]. De plus, Ly-

man et al., [2005] remarque que les coulées de laves peuvent être stoppées par la contrainte

seuil interne aussi bien que par la croissance de la croûte froide. L'interprétation de ces

contraintes seuils à partir des équations ci-dessus n'est donc pas encore très claire et

devrait être prise en compte, lors de leur interprétation avec les valeurs de viscosité,

avec précaution. De plus, la forme des boucliers volcaniques devrait être dépendante des

propriétés rhéologiques et des taux d'éruptions des laves qui les composent. Cependant,

aucune modélisation de ce type n'a encore été proposée, et une première modélisation

sera explorée dans cette thèse.

5.5 Conclusion

Ce premier chapitre permet d'entrevoir la diversité des paramètres physiques qui af-

fectent les manifestations volcaniques à la surface des planètes. Ces étapes importantes ac-

quises par l'expérience terrestre sont ici résumées et comparées aux paramètres physiques

martiens dans l'optique de suggérer des contraintes sur les types d'éruption préférentiels

sur Mars, et expliquer les morphologies qui y sont observées.

Structure interne des planètes telluriques 55

5.5.1 Structure interne des planètes telluriques

La Terre et Mars sont des planètes telluriques principalement composées de silicates,

avec des distributions d'enveloppes compositionnelles di�érentes, et la présence d'une

lithosphère rigide au-dessus d'un manteau asthénosphérique plastique. Cette similitude

implique que tous les processus internes de transferts thermiques conducteurs de Mars ont

lieu selon les mêmes rapports que sur Terre en raison du fait qu'ils ne dépendent que de la

conductivité thermique des silicates qui la constituent et qui est presque indépendante de

la composition. Les cartes minéralogiques d'éléments radiogéniques sur Mars ont permis

de contraindre une épaisseur de lithosphère martienne de ∼300 km en accord avec les

données gravimétriques. Cette épaisseur implique une absence de tectonique des plaques

sur Mars et contraint le volcanisme possible actuellement au type de point chaud. De plus,

à toute échelle spatiale, les mouvements convectifs de �uides (et les transferts de chaleur

convectifs conséquents) ainsi que la mise en place de cristaux dirigés par les rapports

de densités sont plus faibles sur Mars que sur Terre en raison de la plus faible gravité.

L'ascension de panaches de matériaux chauds pour des corps d'une taille donnée est aussi

plus lente pour les mêmes raisons ce qui à des conséquences directes sur le volcanisme.

5.5.2 Origine et migration des magmas silicatés

L'étude des météorites martiennes permet de penser que le manteau martien est plus

riche en FeO que le manteau terrestre ce qui induirait des taux de fusion partiels plus

importants sur Mars que sur Terre pour les même conditions. La fusion des roches du

manteau et la formation de liquides magmatiques sur Terre est possible par décompres-

sion adiabatique au niveau des dorsales océaniques, par fusion du manteau hydraté (plus

rarement par fusion de la croûte océanique plongeante qui forme des adakites) au niveau

des zones de subduction, et par remontée de panaches de matériaux plus chauds que

l'encaissant au niveau des points chauds. Cette troisième origine est l'hypothèse la plus

plausible sur Mars étant donnée sa structure interne actuelle qui interdit, par l'absence

de tectonique des plaques les deux premières possibilités.

La migration des magmas est contrainte par les di�érences de densités entre les �uides

magmatiques et les roches de l'encaissant. Ces densités sont fonction de la composition

des matériaux ainsi que de leur porosité. La porosité est in�uencée par l'exsolution des

gaz dissous dans le magma avec la diminution de la pression ce qui, dans le cas de Mars

qui possède une pression atmosphérique et une gravité plus faibles que sur Terre, va

favoriser (1) la formation de réservoirs magmatiques à plus grande profondeur dans la

croûte, (2) une plus grande exsolution des gaz à partir de profondeurs de nucléation et de

fragmentation plus importantes. Ces paramètres vont favoriser sur Mars un volcanisme

avec de grandes e�usions de gaz, potentiellement très explosif.

La structure de la croûte Martienne qui est probablement riche en glace d'eau va

56 Conclusion

induire des intéractions phréato-magmatiques et des morphologies caractéristiques.

5.5.3 Morphologies volcaniques en surface

Une fois en surface, la mise en place et le refroidissement des coulées de laves vont obéir

à des paramètres internes et externes aux coulées. L'épaisseur de la lithosphère en parti-

culier va évoluer de façon linéaire avec la taille des édi�ces volcaniques. Les paramètres

internes à la coulée qui caractérisent sa rhéologie sont principalement : (1) sa composition

et en particulier sa teneur en SiO2 qui fait augmenter la viscosité. (2) La concentration

en cristaux, et leur taux de croissance, dont les hautes teneurs font aussi augmenter la

viscosité. (3) La concentration en éléments volatils qui forment des bulles et augmentent

ou diminuent la viscosité du mélange en fonction du taux de cisaillement au sol ou du

terme capillaire.

Plusieurs modèles proposent d'acquérir la géométrie des coulées de laves pour déduire

leur rhéologie et discuter leurs taux d'éruption, mais ils sont principalement basés sur des

expériences terrestres et leurs applications à Mars pose un certain nombre de problèmes.

Pour un même contraste de densité, les contraintes d'écoulement sur Mars sont cependant

plus faibles que sur Terre ce qui induit des temps de refroidissement plus longs sur Mars

(radiation uniquement) et des coulées systématiquement plus chaudes que sur Terre. De

même, la faible gravité rend possible des écoulements de laves jusqu'a 6 fois plus longs

sur Mars que sur Terre pour un taux d'émission comparable.

5.5.4 Les autres planètes

La diversité des environnements planétaires rencontrés dans le système solaire implique

une grande diversité d'éruptions et de morphologies. Les caractéristiques et morphologies

des édi�ces volcaniques sont déterminées par la viscosité du magma, sa température,

densité et composition, la gravité de la planète, la résistance et la pression lithosphérique,

ainsi que la présence et les propriétés de l'atmosphère. Sur Venus la gravité est légèrement

plus faible que sur Terre mais la pression atmosphérique y est supérieure de deux ordres de

grandeur (∼ 90 bars). Le volcanisme explosif devrait donc y être plus rare. Sur Io, la gravité

est plus faible que sur Terre et la pression atmosphérique est proche de 0. Le volcanisme

y est principalement de type point chaud, manifestation d'une convection très active

résultant du chau�age induit par les forces de marée générées par Jupiter [Monnereau et

Dubu�et, 2002]. Sur la Lune la gravité est plus faible et la pression atmosphérique nulle. La

densité de la croûte est faible du fait qu'elle est principalement composée d'anorthosites. Le

volcanisme explosif est donc possible quand les magmas atteignent la surface. Cependant

il y a une quasi-absence d'édi�ces volcaniques. Les magmas restent dans la croûte fracturée

où remplissent les bassins d'impacts.

[Après avoir envoyé des sondes automatiques sur Mars],

nous pouvons nous attendre à ce que des explorateurs et

des colons humains vivent et travaillent sur les sables de

Mars.

Carl Sagan, National Geographic, décembre 1967 6Le Volcanisme Martien

Sommaire

6.1 Introduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 58

6.2 Mars : surfaces d'origine volcanique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 58

6.2.1 Présentation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 58

6.2.2 Morphologie globale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59

6.2.3 Méthode chronologique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61

6.2.4 Rugosité des structures volcaniques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 66

6.3 Histoire du volcanisme martien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69

6.3.1 Les édi�ces actuels . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69

6.3.2 Le volcanisme au Noachien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 73

6.3.3 Le volcanisme à l'Hesperien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 73

6.3.4 Le volcanisme à la �n Hesperien et début Amazonien . . . . . . . . . . . 76

6.3.5 Le volcanisme au milieu et �n Amazonien . . . . . . . . . . . . . . . . . 79

6.4 Discussion et conclusion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 79

6.4.1 Evolution temporelle des morphologies volcaniques . . . . . . . . . . . . 79

6.4.2 Durée de vie des centres d'activité volcanique . . . . . . . . . . . . . . . 84

6.4.3 Evolution des magmas pour un centre d'activité . . . . . . . . . . . . . . 88

6.4.4 Activité volcanique actuelle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 89

6.4.5 Etude des plaines de Cerberus : Une contribution à l'histoire volcanique

de Mars . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 89

57

58 Mars : surfaces d'origine volcanique

6.1 Introduction

Le chapitre précédent a présenté les processus physiques du volcanisme. Ces notions

permettent l'interprétation des morphologies volcaniques présentes à la surface de Mars, en

particulier en terme de nature de magmas. Ce chapitre o�re une synthèse de la littérature

permettant de discuter l'évolution du volcanisme Martien au cours du temps, ceci pour

tenter de la relier à l'évolution thermodynamique globale de la planète. Nous proposons,

avec les précautions liées aux incertitudes sur l'âge de chacun des centres volcaniques, une

histoire du volcanisme Martien. Celle-ci met en exergue les questions que nous abordons

dans cette thèse au travers de l'étude de Cerberus.

6.2 Mars : surfaces d'origine volcanique

6.2.1 Présentation

D'après les cartographies de Spudis et Greeley [1977] et de Scott et Carr [1978], plus

de 60% de la surface de Mars est composée de matériaux volcaniques. Des estimations de

la composition des surfaces volcaniques, de la croûte, et donc des magmas, ont été réalisés

sur Mars à partir de plusieurs approches. (1) La densité moyenne de Mars a permis de

contraindre la composition du manteau, et de suggérer des concentrations en fer 2 à 3 fois

supérieure à celles du manteau terrestre. La fusion partielle d'un tel manteau produirait

des laves basiques à ultrabasiques, enrichies en fer [McGetchin et Smyth, 1978 ; Goettel,

1981]. (2) Les données de télédétection et les analyses de laboratoire ont fourni des preuves

que de nombreuses unités de faible et de fort albédo [Soderblom et al., 1978 ; Arvidson

et al., 1982] sont des basaltes présentant divers degrés d'oxydation [Adams et McCord,

1969 ; Arvidson et al., 1982]. Les analyses spectroscopiques montrent que les zones de

faible albédo ont des variations par rapport aux autres unités, cohérentes avec la présence

dominantes de clinopyroxenes [Pinet et Chevrel, 1990 ; Bibring et al., 1990 ; Mustard et

al., 1993]. La spéctroscopie indique aussi la présence de basaltes à la surface à partir des

instruments TES [Band�eld et al., 2000] et OMEGA [Bibring et al., 2005]. (3) Les analyses

chimiques des sols de la surface ont montré que ceux-ci était issus de roches parentes de

compositions basaltiques [Clark et al, 1982]. (4) Les caractéristiques des coulées de laves

sur les volcans boucliers martiens et l'interprétation de leurs propriétés rhéologiques sug-

gèrent des coulées avec des contraintes seuils et des viscosités correspondant aux basaltes

ma�ques [Hulme et al, 1976 ; Moore et al, 1978 ; Cattermole, 1987] et aux andésites basal-

tiques [Zimbelman, 1985a, 1985b]. (5) Les météorites SNC, interprétées comme provenant

de Mars [Wood et Ashwall, 1981] sont de composition très similaire aux roches terrestres

basaltiques et ultra-ma�ques, et sont donc un élément fondamental pour contraindre la

composition globale de Mars et celle du manteau.

Morphologie globale 59

Cette partie va s'attacher à décrire les observations topographiques martiennes en

comparaison avec les structures volcaniques, puis à comparer l'extension du volcanisme

avec l'albédo de la surface martienne. La partie suivante explique la méthode de datation

des surfaces par comptages de cratères. La dernière partie montre la relation entre la

rugosité de surface et les régions volcaniques.

6.2.2 Morphologie globale

6.2.2.1 Topographie et volcanisme

La connaissance de la topographie d'une planète est indispensable pour la compréhen-

sion des di�érents processus géologiques qui en ont façonné la surface. En particulier, la

distribution des édi�ces volcaniques est liée aux processus internes et à la dynamique des

di�érentes enveloppes qui composent cette planète.

Mars présente une dichotomie hémisphérique qui o�re une surface avec un hémisphère

sud fortement cratérisé d'une altitude moyenne de ∼2 km, et un hémisphère nord d'une

altitude moyenne d'environ −4 km plus lisse (Figure 6.1). Son origine, encore débattue,

a fait l'objet de plusieurs hypothèses : (1) Un immense bassin d'impact [Wilhelms et

Squyres, 1984 ; McGill, 1989], cette hypothèse n'est cependant pas compatible avec la

géologie des Lowlands [Frey et al., 1986] qui, de plus, ne sont pas circulaires [Smith et al.,

1999] et ne présentent pas de remparts de cratères. (2) De multiples impacts météoriques

[Frey et Schultz, 1988]. La distribution des plus gros impacts martiens suit globalement les

courbes de populations de cratères ce qui n'est pas le cas de l'impact proposé de Boréalis.

(3) Un ancien océan. Les pro�ls topographiques le long de la dichotomie martienne ne

sont pas compatibles avec des anciennes lignes de rivage [Withers et Neumann, 2001] qui

seraient plus probablement d'origine tectonique, (4) Une tectonique des plaques [Sleep,

1994]. Cette hypothèse a été suggérée suite à la cartographie des rides de contractions

martiennes [Watters, 1993], et confortée par la présence d'inversions magnétiques à la

surface. Cette tectonique martienne se serait arrêtée en même temps que la dynamo du

noyau [Nimmo et Stevenson, 2000 ; Acuna et al., 1999]. (5) Une érosion des chenaux

de débâcles comme Valles Marineris. Cette hypothèse nécessite cependant d'importantes

quantités d'eau pour former la dichotomie et impliquerait des débâcles épisodiques qui

n'ont pas été démontrés.

La distribution de ces reliefs n'est pas directement corrélée aux sources volcaniques qui

se localisent principalement dans deux régions proches de l'équateur, les dômes de Tharsis

et de Elysium, et de façon plus di�use au sud. Le dôme de Tharsis mesure ∼4000 km

de diamètre pour ∼10 km de hauteur au dessus de la référence du zéro Martien (MOLA

datum), et sur son �anc Nord-ouest sont situés trois grand volcans boucliers : Ascraeus,

Pavonis et Arsia Mons. Olympus Mons, qui se trouve au-delà de la limite Nord-ouest du

dôme, mesure ∼23 km de hauteur pour ∼550 km de diamètre et se trouve limité par un


escarpement de ∼6 km de haut dont l'origine est encore débattue, mais remarquablement

similaire aux formations sous-glaçiaires telles que les tables mountains [Hodges et Moore,

1979]. Le dôme de Tharsis présente aussi des petits édi�ces regroupés d'âges anciens.

Ceraunius Tolus qui fait partie de ce groupe est l'un des plus petits volcans martiens avec

une taille équivalente à celle de la plus grosse des îles de l'archipel d'Hawaii. Elysium, le

deuxième édi�ce volcanique le plus important de Mars, est centré sur un large dôme de

∼1700 km sur ∼2400 km de diamètre et possède des volcans de plus petite taille que celui

de Tharsis : Hecates tholus, Elysium Mons et Albor Tholus.

Fig. 6.1 � Topographie martienne et localisation des édi�ces volcaniques. La topographiemartienne présente une di�érence de ∼5 km, dont l'origine est encore incertaine, entrel'altitude moyenne des hémisphères nord (-4 km) fortement cratérisé, et sud (2km) auxsurfaces plus lisses. Le volcanisme martien se localise autour de deux centres principaux,Tharsis et Elysium, tous deux dans les plaines du nord à proximité de l'équateur. Levolcanisme de l'hémisphère sud est plus di�us avec quelques édi�ces de type Paterae quise distribuent préférentiellement à la périphérie de bassins d'impacts majeurs comme Isidiset Hellas.

Comparée à la topographie, la carte globale de gravité montre que les variations du

géoïde martien sont hautement corrélées à la topographie, indiquant que les reliefs topo-

graphiques ne sont pas totalement compensés de manière isostatique. Ce fait est proba-

blement dû à la grande épaisseur de la lithosphère rigide (cf. Chapitre I). Par exemple,

le dôme de Tharsis possède une haute anomalie de gravité positive de ∼1000 mGal, alors

que le bassin de Hellas présente une anomalie de gravité négative.

Méthode chronologique 61

6.2.2.2 Albédo, poussière et volcanisme

Le volcanisme martien n'est pas clairement corrélé aux tâches de faible albédo de la

surface. Cependant, la plus forte concentration de matériaux sombres se trouve au niveau

de l'édi�ce de Syrtis Major (Figure 6.2) et a été interprétée spectroscopiquement comme

étant de composition ma�que [Poulet et al., 2007 ; Bibring et al., 2006 ; Pinet, 2007 ; Hie-

singer et Head, 2004 ; Mustard, 1993, 2005]. La surface des édi�ces du dôme de Tharsis

est couverte de poussières [Ru� et Christensen, 2002], apparaissant avec un albédo élevé,

ce qui empêche l'identi�cation de minéraux de la roche sous-jacente par les méthodes

spectroscopiques. En e�et, la signature spectrale des édi�ces volcaniques est cachée par

celle de la couche de poussière martienne ,même si celle-ci ne dépasse pas quelques milli-

mètres d'épaisseur, et il devient impossible de les caractériser e�cacement avec cet outil.

Une étude spectroscopique utilisant les données de l'instrument OMEGA a été réalisée

au cours de cette thèse pour essayer de caractériser les écoulements de lave récents de

Cerberus [Vaucher et al., 2008], mais la forte proportion de poussière n'a pas permis de

di�érencier ces unités volcaniques jeunes de quelques millions d'années des vieux terrains

à la composition probablement di�érente comme cela est illustré dans les �gures 6.3 et 6.4

[Vaucher et al., 2005]. Cette impossibilité de caractériser spectroscopiquement les plaines

de laves de Cerberus s'est trouvée con�rmé par une autre étude récente [Le Deit, 2005].

Lorsque la surface de Mars n'est pas cachée par la poussière, ce sont ces terrains de faible

albédo qui sont observés, et donc certainement des terrains de compositions basaltiques

(ma�ques). Le très faible albédo de Syrtis Major témoigne de sa faible couverture de

poussière et fait de cet édi�ce l'endroit privilégié pour l'étude du volcanisme ancien [Pinet

et Chevrel, 2005].

6.2.3 Méthode chronologique

Pour bien comprendre l'évolution du volcanisme planétaire, il faut pouvoir accéder à

sa dimension temporelle pour pouvoir placer les événements par ordre chronologique. A

l'échelle locale, l'analyse stratigraphique peut permettre de contraindre une organisation

temporelle relative, mais à l'échelle globale, les âges des surfaces sont obtenus par l'in-

termédiaire du processus de resurfaçage le plus commun : les impacts de météorites qui

forment des cratères sur les surfaces des planètes. A la suite de la formation du système

solaire, il y a 4.5 milliards d'années (Ga), les planètes, dont Mars, ont subi un bombarde-

ment météorique continu, relativement plus intense jusqu'à il y a 3.8 Ga, qui a diminué

rapidement en nombre et en taille de météorites pour se stabiliser durant le dernier mil-

liard d'années. La décroissance temporelle de la fréquence des impacts obéit à une loi

étalonnée avec le retour d'échantillons lunaires dont les âges isotopiques ont été comparés

aux populations de cratères à la surface de la lune. L'adaptation de cette fonction de

production lunaire [Neukum, 1983 ; Ivanov et al, 2001] à Mars se fait via des adaptations


Fig. 6.2 � Albédo martienne et distribution du volcanisme. La surface de Mars présentedes variations d'albédo et expose des surfaces sombres plutôt dans l'hémisphère sud. Lescontours des surfaces a�ectées par le volcanisme sont représentés par des lignes blanchespleines, les édi�ces sont localisés en pointillés blancs et la dichotomie hémisphérique enpointillés noirs. Le dôme de Elysium, mais surtout celui de Tharsis présentent des albédoélevés qui témoignent de l'importante couverture de poussière qui est déposée dans cesrégions, et de la di�culté d'accéder a la composition minéralogique de ces terrains, cequi est aussi le cas des plaines de Cerberus. En revanche, l'édi�ce volcanique de SyrtisMajor coïncide avec une tâche de faible albédo, qui témoigne de sa faible couverture depoussière, et qui est interprété comme étant d'origine ma�que [Mustard, 2005].


Fig. 6.3 � Etude hyperspectrale d'une portion des plaines de Cerberus à proximité deOrcus Patera. La carte de rugosité sur la gauche est comparée à une image OMEGA àdroite. Le but de l'étude était de di�érencier spéctralement les anciennes (2 Ga) unitésrugeuses des laves récentes (2 Ma) et plus lisses.

de gravité, d'atmosphéres, et d'éloignement par rapport au soleil qui in�ue sur la densité

d'impacteurs, et il en résulte des jeux d'isochrones théoriques d'âges en fonction d'un

taux de cratères par classes de diamètres et par unités de surface (Figure 6.5) [Hartmann,

2005].

Dans le détail, une isochrone est dé�nie par la fonction suivante :

f(t) = N3.5(D)g(t)

g(3.5)(6.1)

où f(t) est le nombre de cratères par unité de surface pour une classe de cratère

centrée sur le diamètre D et t est l'âge en milliard d'années. N3.5(D) représente le nombre

de cratères par unité de surface pour une classe donnée et pour une surface de 3.5 Ga. La

fonction g(t) qui représente l'évolution du taux d'impacts au cours du temps est donnée

par [Neukum, 2001] :

g(t) = 5.44 ∗ 10−14(e6.93∗t − 1) + 8.38 ∗ 10−4 ∗ t (6.2)

Dans la méthode des moindres carrés non linéaire [Kraus, 1998] utilisée ici pour obtenir

l'âge t, l'âge est obtenue par une correction itérative donnée par :

dt = (AT PA)−1AT Pl (6.3)

où P est la matrice poids diagonale. Chaque terme de la diagonale de cette matrice est

égale à l'inverse du carré de l'incertitude sur le comptage de cratères σ =√

N/S où S est


Fig. 6.4 � Résultat de l'étude hyperspectrale sur l'image OMEGA couvrant la surfacedes plaines de Cerberus. Bien que l'image présente une diversité de spectres, les unitésvisées ont exactement la même signature spectrale, et il est impossible de di�érencier lesanciens terrains rugueux (orange) des laves récentes et lisses (bleu ciel). Il est probableque cette similitude soit le résultat d'une couche de poussière recouvrant les unités viséeset masquant la variabilité spectrale des plaines de Cerberus.


la surface sur laquelle s'est e�ectué le comptage. Le vecteur l est l'écart entre le comptage

de cratères et l'isochrone théorique. Chaque élément du vecteur A est donné par :

Ai =∂f(Di)

∂t=

N3.5(Di)

g(3.5)∗ ∂g(t)

∂t(6.4)

Les incertitudes sur les âges sont estimées a partir de :

∆t =

√T Pl

n− 1

√(AT PA)−1 (6.5)

où n est le nombre de classe de cratères.

Fig. 6.5 � Echelle stratigraphique martienne de Tanaka [1986] superposée sur le nombrede cratères de 1 km de diamètre par unités de km2. Les frontières de cette échelle strati-graphique ont étés redé�nies selon Hartmann et Neukum, [2001] pour l'Amazonien.

Cette méthode permet d'obtenir des datations relatives entre les di�érents édi�ces avec

précisons et d'avoir une assez bonne idée de leurs âges absolus. La stratigraphie relative

devrait être étudiée pour chaque datation, ce qui n'est pas toujours possible à cause de

la grande précision des images nécessaires à ces analyses ainsi que de la complexité des

morphologies observées quand elles ont subi plusieurs milliards d'années d'érosion.

Il existe cependant un certain nombre d'incertitudes dont deux relatives aux cratères

comptés lors de ces datations. Il est parfois di�cile de discerner un cratère d'impact

d'un cratère volcanique car ces derniers existent aussi sous forme de nombreux petits

volcans boucliers de quelques centaines de mètres de hauteurs. Le deuxième point, et le

plus important, est l'importance accordée à la proportion des cratères secondaires dans


le nombre de cratères comptés [McEwen, 2005] qui serait beaucoup plus importante que

supposé à l'origine, mais dont les conséquences ne seraient pas si néfastes considérant que

leur intégration dans la méthode est faite depuis le début [Hartmann, 2005,Werner, 2006,

2007]. L'ensemble de ces incertitudes ne dépasse pas 1 ordre de grandeur, ce qui est tout

de même considérable pour les âges récents.

Cette méthode permet de dater le temps d'exposition d'une surface au �ux météo-

rique. En d'autres termes, l'âge dérivé est celui du resurfaçage qui a exposé une nouvelle

surface, l'origine de ce resurfaçage pouvant être la mise en place d'une coulée de lave ré-

cente ou l'exhumation par érosion d'une couche de sédiments très ancienne. L'analyse de

la stratigraphie est donc absolument nécessaire pour éviter les mauvaises interprétations.

A partir de données visibles haute résolution (HRSC) Werner [2006] a produit de

nombreuses datations par comptage de cratères sur certains terrains martiens, dont beau-

coup de formations volcaniques, basées sur un même modèle chronologique. Le fait est

que de nombreuses datations ont été e�ectuées localement par plusieurs auteurs, avec des

fonctions de productions de cratères di�érents, entraînant des résultats parfois di�ciles

à comparer et mettre en relation. Les âges des études précédentes [Plescia et Saunders,

1979 ; Plescia, 2004] réalisées à partir de la sonde Vikings sont comparés ici aux âges dé-

rivés par l'intermédiaire de la camera HRSC de Mars/Express et aux résultats accumulés

pendant cette thèse pour présenter une vision synthétique et globale de ce qu'a dû être le

volcanisme martien au cours du temps.

6.2.4 Rugosité des structures volcaniques

En considérant que les impacts de météorites sont le processus le plus commun qui

a�ecte normalement les surfaces planétaires et que leur distribution suit une loi relative

aux durées d'exposition à ce �ux météorique, on peut corréler, non pas le nombre de

cratères par unité de surface comme pour les datations par comptage de cratères, mais la

rugosité de la surface à un âge relatif. La rugosité de surface augmente avec le nombre de

cratères présents et le temps d'exposition au �ux météorique, et elle diminue lorsque se

produit un resurfaçage, volcanique par exemple, qui va recouvrir ces cratères et exposer

une surface plus lisse. Pour une même échelle, les surfaces lisses seront donc plus récentes

que les surfaces rugueuses car elles auront été resurfacées plus récemment.

Sur Mars, la variété des phénomènes géologiques implique divers resurfaçages possibles

en plus du volcanisme (érosion, sédimentation, tectonique, mouvement gravitaire...). Les

rugosités proposées par Kreslavsky et Head [2002] sont les valeurs absolues de la médiane

du di�érentiel de pente à une échelle donnée à partir des données altimétriques MOLA

(precision verticale ∼30 cm, et precision de surface de ∼300 m à ∼3 km). La carte dé-

rivée (Figure 6.6) permet d'avoir une vue globale des variations de rugosité à l'échelle

Rugosité des structures volcaniques 67

kilométrique (verticale) sur l'ensemble de Mars, et de pouvoir comparer rapidement les

âges relatifs des di�érentes structures. En l'occurrence, les zones lisses qui correspondent

à des resurfaçages récents sont représentées en noir, alors que les structures très rugueuses

sont en blanc.

Fig. 6.6 � Carte de la rugosité martienne à l'échelle kilométrique d'après Kreslavsky et

Head [2002], avec les unités rugueuses en clair et les unités lisses en sombre. Les di�érentesunités géologiques, dont le volcanisme, ont des rugosités bien distinctes. Les contours dessurfaces a�ectées par le volcanisme sont représentés par des lignes blanches pleines, lesédi�ces sont localisés en pointillés blancs et la dichotomie hémisphérique en pointillésnoirs. On observe une nette corrélation entre les terrains volcaniques et les faibles rugosités.La zone la plus sombre se situe entre Elysium et l'équateur et correspond aux plaines delaves de Cerberus dont la surface lisse témoigne d'une activité de resurfaçage extrêmementrécente.

La rugosité des plaines de lave augmente avec leur temps d'exposition à cause de

l'accumulation de cratères et les déformations tectoniques qui a�ectent d'autant plus les

terrains qu'ils sont anciens. Les plaines de lave sont donc bien mise en évidence sur la

carte de rugosité où l'on observe une nette corrélation entre les surfaces lisses et les sur-

faces recouvertes de coulées de lave. En particulier, la rugosité la moins importante se

localise entre Elysium Mons et l'équateur, au niveau des plaines de lave de Cerberus qui

témoignent donc d'un resurfacage volcanique très récent. Ces plaines ont une rugosité

caractéristique qui les di�érencie de toutes les autres unités martiennes à l'exception de

Amazonis Planitia, ce qui suggère une similitude de leur origine [Kreslavsky et Head,

2002]. Du point de vue de la rugosité, Amazonis planitia semble être composée plutôt


d'e�usions en provenance d'éruptions basaltiques, similaires à l'organisation des plaines

de Cerberus, et di�érent de la rugosité des coulées lobées du dôme de Tharsis.

Le laboratoire de Toulouse a développé un calcul de rugosité un peu di�érent de Kre-

slavsky et Head [2002] qui dé�ni la rugosité comme l'amplitude du relief d'une surface,

par rapport à son plan moyen [Pinet et Rosemberg, 2001]. Cet écart à l'altitude moyenne

peut être causé par des réalités très di�érentes. Par exemple, un terrain plat avec une rup-

ture de pente de 30 mètres causé par une faille peut avoir la même rugosité qu'un champ

de dunes de 30 mètres de haut, ou qu'une accumulation de petits cratères formant des

reliefs de 30 mètres. Dans l'objectif de dé�nir des unités géologiques, chacune homogène

et associée à un ordre de grandeur de la rugosité, cette approche à été appliquées à la

région de Cerberus pour en dé�nir e�cacement le contour des unités de laves.

Les cartes de rugosité, de pentes et d'azimuts sont obtenues à partir de données topo-

graphiques MOLA. Le calcul de ces cartes se fait par l'utilisation d'un programme IDL

calculant les grandeurs souhaitées à partir de modèles topographiques en projection cy-

lindrique au format Envi, l'algorithme de traitement, s'appuyant sur les développements

conduits en 2001 par D. Baratoux, Y. Daydou, P. Pinet et J. Decriem (2003) [Pinet et

Rosemberg, 2001]. La rugosité est une grandeur d'analyse de la topographie, avec laquelle

on dé�nit un plan moyen ajusté sur le relief par la méthode des moindres carrés et qui

permet de dé�nir trois grandeurs : (1) Des degrés de pente maximum pour chaque plan.

(2) Des orientations de ligne de plus grande pente de chaque plan par rapport au Nord.

(3) Des écarts quadratiques moyens correspondant à la rugosité pour chaque plan. Pour

la région de Cerberus, des cellules de 5 km ont été utilisées. Pour des surfaces plus petites,

le nombre de points altimétrique compris dans la cellule n'est pas assez important pour

être statistiquement représentatif d'une valeur de rugosité. Ces cellules correspondent à

la dimension de la surface de la planète utilisée pour le calcul du plan moyen, et pour les

valeurs dérivées de ce calcul (pente, azimut et rugosité). Cet outil permet donc d'avoir une

valeur de rugosité pour chaque cellule de 5 km. Pour l'étude de la rugosité, il a été préféré

une représentation en logarithme de cette dimension, pour permettre de mieux cibler les

di�érents terrains (lisses ou particulièrement accidentés) représentés par di�érents ordres

de grandeur de rugosité. Les résultats sont présentés dans la Figure 6.7 où la comparaison

de trois valeurs caractéristiques de rugosité est proposée avec des images visibles de la

caméra HRSC embarquée sur la sonde Mars express. Cerberus présente une morphologie

distincte caractérisée par une rugosité extrêmement faible, sous le mètre, sur de vastes

surfaces. Cependant, à l'échelle du mètre, la rugosité des surfaces de lave qui composent

les plaines de Cerberus sont localement rugueuses : le refroidissement des coulées a proba-

blement provoqué des fractures de contraction thermique et l'érosion a dû provoquer des

e�ondrements locaux de structures moins résistantes, faisant basculer des blocs de lave

refroidis. Néanmoins, en comparaison avec les autres surfaces martiennes, les plaines de

69

Cerberus aparaîssent comme les plus lisses à l'échelle kilomètrique dans les Figures 6.7 et

6.6.

6.3 Histoire du volcanisme martien

Cette section présente et décrit les volcans martiens tels qu'ils sont observés aujour-

d'hui à la surface dans sa première partie. Les parties suivantes présentent, à partir de

ces données, une probable histoire du volcanisme martien à partir de cartes globales.

6.3.1 Les édi�ces actuels

En 1981, Greeley et Spudis décrivent une première histoire volcanique de Mars à partir

des images de la sonde Viking. Les datations opérées à l'époque, bien que vieilles et malgré

que la méthode se soit un peu a�née, restent totalement d'actualité car les comptages

furent réalisés sur de gros cratères et des grandes surfaces, permettant d'obtenir des âges

moyennés sur l'ensemble des édi�ces considérés, et d'être moins pollués par les variations

locales de populations de cratères. En 1979, Plescia classe les édi�ces volcaniques en trois

catégories : (1) Les groupe des boucliers basaltiques qui rassemble la majeure partie des

édi�ces de Tharsis. (2) Le groupe des dômes composites qui possèdent les volcans d'Ely-

sium, les autres petits dômes de Tharsis et Apollinaris Patera. (3) Le groupe des Paterae

situé sur les highlands. Ces catégories sont prises en compte et adaptées pour l'étude des

édi�ces volcaniques et la description de leur histoire.

L'unité la plus vieille présente sur Mars est celle des hauts plateaux du sud [Wilhelms,

1974] qui ont servi de référence pour la période du Noachien dans l'échelle stratigraphique

martienne, avec des âges ∼4.1 Ga et ∼3.9 Ga. Cette période correspond globalement à

la �n du bombardement météorique intense de la planète, à la formation des gros bassins

d'impacts et probablement à l'époque de formation de la dichotomie hémisphérique [Zuber

et al, 2000]. Par la suite, il y a une coexistence des écoulements d'eau avec l'activité des

Paterae du sud qui se révéle sous forme de probables interactions phréato-magmatiques

[Wilson et Mouginis-Mark, 2003]. L'activité des Paterae se situent en bordure de gros

bassins d'impacts, comme Syrtis Major sur la bordure du bassin de Isidis et les autres Pa-

terae en bordure du bassin de Hellas, ce qui suggère que, au moins les premières éruptions

de ces Paterae furent facilitées par la fracturation de la croûte suite à ces impacts majeurs

[Greeley et Spudis, 1981]. A la suite de cette première activité volcanique des Highlands,

les paterae changent de style de volcanisme en passant de régimes explosifs à des e�usion

plus calmes,et des éruptions majeures qui a�ectent de grandes surfaces comme Lunae

Planum, Hesperia Planum, Tempe Terra ainsi que des surfaces considérable des lowlands

du nord, se déclenche vers 3.7 Ga. La construction des grosses structures volcaniques com-

70 Histoire du volcanisme martien

Fig. 6.7 � Carte de la rugosité calculée à Toulouse [Pinet et Rosemberg, 2001] dans lecadre de cette thèse pour les terrains volcaniques de Cerberus [Vaucher et al., 2007]. Lesvaleurs de rugosité, pour des cellules de 5 km au sol, sont égales à l'écart quadratique desvaleurs altimétriques MOLA par rapport au plan d'altitude moyen calculé à partir desdonnées MOLA comprises dans des cellules de 5 km au sol.

Les édi�ces actuels 71

mence vers 3.8 Ga avec sur le dôme de Tharsis la formation de Olympus Mons et Alba

Patera et plus loin la formation d'Elysium jusqu'a 3.5 Ga. Les petits Tholus et Paterae

de la région de Tharsis sont des reliques de ce volcanisme ancien, et dans leurs cas, les

e�usions de magmas ont cessé à partir de 3.7 Ga. Elysium Mons forme sa caldera et ses

�ancs supérieurs vers 3.5 Ga, et ce volcan développe des e�usions de lave entre 3.4 Ga et

3.3 Ga qui viennent former Utopia Planitia. Arcadia Planitia résulte d'une grosse e�usion

volcanique vers 2.6 Ga dont la source reste encore incertaine. Les �ancs et calderas de

Albor, mais surtout de Hecates Tholus, présentent des signes d'écoulements volcaniques

le long des derniers 2 Ga, avec des laves datées entre 1 Ga et 100 millions d'années (Ma).

Les plaines de Cerberus, dans la province orientale de Elysium Planitia, représentent la

plus jeune surface volcanique de Mars, avec des âges aussi récent que 30 Ma et 10 Ma.

A l'écart des volcans majeurs, des Tholis et même des Paterae qui couvrent des sur-

faces considérables, il a été mis récemment en évidence un volcanisme de morphologie

di�érente. Il s'agit d'écoulements de laves �ssuraux ou bien de provinces volcaniques dont

les e�usions proviennent d'édi�ces considérablement plus petits. Les dimensions de ces

volcans sont de quelques centaines de mètres de hauteur pour plusieurs dizaines de kilo-

mètre de diamètre à la base. Ils ressemblent aux volcans boucliers terrestres qui doivent

leur nom à leur forme de bouclier inversé. L'éponyme se trouve en Islande (Skjaldbrei-

dur), mais on trouve ailleurs ces volcans boucliers plats associés au volcanisme de plaines,

dites basaltiques en raison de leurs laves �uides de composition basaltique, comme en

Amérique du nord avec la formation de 'River Snake'. En raison de ses faibles dimen-

sions et du manque de résolution des images, ce volcanisme commence à être décrit sur

Mars. Cependant, cela ne signi�e pas que ces édi�ces sont récents. La région de Syria

planum a récemment été documentée [Baptista, en revision] et il a été mis en évidence

un regroupement de petits volcans du même ordre de grandeur que ceux étudiés dans la

région de Cerberus lors de cette thèse, et dont les âges se situent autour de 3.6 Ga. La

région martienne de Tempe présente des collines allongées surmontées d'une dépression

linéaire interprétée comme étant le produit d'une éruption localisée et peu volumineuse.

Si, lors de sa mise en place, le matériel volcanique a suivi une trajectoire balistique, cette

morphologie peut être comparée à un cône de cendres terrestres. A l'Est du bassin de

Hellas, les structures en collines avec des cratères sommitaux, ont été interprétées comme

étant des pseudo cratères, formés lors d'explosions phréatiques localisées lorsque la lave

est entrée en contact avec un sol riche en éléments volatils. Ces collines mesurent ∼400 mà ∼1 km de diamètre. Cependant, les images disponibles ne présentent pas de résolution

su�sante pour conclure avec certitude à leur origine volcanique.

En résumé, les petits volcans de Tharsis sont de très vieux Tholi, et les Paterae sont

des reliques de l'ancienne activité volcanique de la planète sur l'hémisphère sud. Les gros


volcans boucliers se sont formés avant 3.6 Ga mais présentent tous des écoulements de

lave sur leurs �ancs entre 500 Ma et 100 Ma. Les âges les plus récents étant trouvés vers

2 Ma sur Olympus Mons et les plaines de Cerberus.

Fig. 6.8 � Légende des cartes du volcanisme martien (Figures 6.9, 6.11, 6.13 et 6.15).

Les sous parties suivantes de cette section présentent une probable histoire du volca-

nisme martien sous forme de cartes géologiques (Figures 6.9, 6.11, 6.13 et 6.15) divisée

en 4 grandes périodes signi�catives dans l'évolution de ce volcanisme : (1) Le Noachien

avec les plus anciennes traces de volcanisme conservées et visibles à la surface aujour-

d'hui. (2) L'Hesperien avec l'avènement du volcanisme dans l'hémisphère sud. (3) La �n

de l'Hesperien et le début de l'Amazonien avec la �n de l'activité dans l'hémisphère sud

et un pic d'activité volcanique des volcans boucliers majeurs avec de grandes e�usions de

Le volcanisme au Noachien 73

lave. (4) Le milieu et la �n de l'Amazonien, avec des activités periodiques de quelques

grands volcans boucliers, et la formation des plaines de laves de Cerberus. La légende de

ces cartes est présentée Figure 6.8.

6.3.2 Le volcanisme au Noachien

Cette période est la plus ancienne de l'histoire de Mars, et il est probable que s'il y a

eu un volcanisme précoce à cette époque, il ait été complètement recouvert ou e�acé par

l'activité ultérieure, volcanique, tectonique, sédimentaire, �uviatile, ou de craterisation.

On ne peut donc pas exclure le début de formation du dôme de Tharsis par exemple

dés cette époque. De ce qui est observable aujourd'hui, les premiers édi�ces à se former

sont de petite taille, et localisés principalement sur l'actuel dôme de Tharsis. Il s'agit

probablement des Tholus Uranius, Ceraunius (Figure 6.10), et Jovis qui sont aujourd'hui

entourés par les laves des volcans boucliers majeurs, et dont les dimensions des bases sont

donc hors d'atteinte [Plescia, 2004]. La petite taille de l'édi�ce d'Aeolis dans les Highlands

ne permet pas de datations, mais le degré d'érosion de ses �ancs témoigne de son activité

très ancienne, probablement au Noachien. Le type de volcanisme de ces édi�ces est mal

contraint étant donné leur faible taille et leur degré d'érosion, mais Ceraunius Tholus

présente plusieurs vallées incisées dans ses �ancs qui suggèrent que l'édi�ce, facilement

érodable, serait constitué de cendres issues d'une activité explosive.

6.3.3 Le volcanisme à l'Hesperien

L'Hesperien est une période caractérisée par la formation de grandes plaines de laves

qui composent maintenant la majorité des plateaux des Highlands et les vieilles surfaces du

dôme de Tharsis. En particulier, se forment à cette époque Solis Planum, Lunae Planum

et Tempe Terra autour de l'actuel dôme de Tharsis. La source de ces épanchements est

inconnue, mais il est probable qu'ils résultent du début de formation du dôme de Tharsis.

Les petits édi�ces actifs dans la période précédente s'éteignent certainement pour être

remplacés par d'autres formations de même taille et à peu prés localisés au même niveau

sur Tharsis. Ce sont le Tholus Tharsis, et les paterae Ulysses, Biblis et Uranius qui, avec

ses pentes douces composées de nombreuses coulées de laves témoignent d'un volcanisme

e�usif.

Au Nord de la région de Tharsis se forme le dôme d'Alba Patera, d'une extension ho-

rizontale de ∼1500 km pour ∼7 km de hauteur, ce qui génère des resurfaçages importants

à sa proximité, en plus de son élévation. La formation du dôme d'Elysium commence

à cette époque avec l'activité du Mont Elysium et de ses Tholus Albor et Hecates, qui

commencent à générer d'importants épanchements de laves �uides dans Elysium Planitia

(∼600 km de diamètre pour une hauteur de ∼13 km).


Fig. 6.9 � Distribution du volcanisme au Noachien (cf Figure 6.8 pour la légende et Figure6.5 pour l'échelle stratigraphique). Cette période est la plus ancienne de Mars, et d'autrescentres volcaniques que ceux présentés ici ont pu être recouverts par des édi�ces ou dese�usions plus récents. Il n'est pas exclu que le dôme de Tharsis ait commencé à se formerà cette époque par exemple.

Le volcanisme à l'Hesperien 75

Fig. 6.10 � Image MOC grand angle (E14-1248-1249) de Ceraunius Tholus (100 km dediamètre à la base) et Uranius Tholus en haut. Ces petits édi�ces volcaniques de Tharsissont les reliques d'un volcanisme Noachien.


C'est pendant cette période que se développe le majeure partie du volcanisme de l'hé-

misphère sud, aboutissant à la mise en place des Paterae. Il s'agit des édi�ces Syrtis

Major, Amphitrites, Peneus, Thyrrena (Figure 6.12) et Hadriarca. Ces édi�ces sont rela-

tivement plats avec quelques kilomètres d'altitude et qui s'étalent largement sur plus de

1000 km avec de très faibles pentes. Ils possèdent des calderas sommitales irrégulières et

des chenaux profondément marqués dans leurs �ancs ce qui suggère une activité princi-

palement explosive de l'édi�ce avec des dépôts de cendres. Cette interprétation implique

que le style d'éruption de ces volcans est signi�cativement di�érent des e�usions répétées

de laves �uides qui ont construit les volcans boucliers majeurs un peu plus tard.

Apollinaris est aussi une Patera, mais sa position sur la frontière dichotomique en fait

un cas à part. Cet édi�ce, certainement actif durant cette période de temps, montre des

preuves caractéristiques d'une origine explosive, de par les vallées incisées sur la plupart

des �ancs, et e�usive par les coulées de lave qu'il présente aussi sur ses �ancs aux pentes

extrêmement faibles.

6.3.4 Le volcanisme à la �n Hesperien et début Amazonien

A la �n de l'Hesperien, les terrains autour de Tharsis (e.g. Solis Planum, Lunae Planum

et Tempe Terra) et les paterae ont terminé de se former et leurs sources volcaniques ne

sont plus actives. Les édi�ces de la région d'Elysium sont toujours actifs, et leurs laves

ont probablement atteint leur épanchement maximum dans Elysium Planitia. Au niveau

de Tharsis, les volcans géants (Figure 6.14) sont en pleine activité et provoquent de

larges épanchements de laves �uides qui viennent recouvrir les petits édi�ces des époques

précédentes qui sont maintenant tous éteins. Une forme de volcanisme plus di�use se

développe avec de petits boucliers volcaniques qui se distribuent un peu partout autour

de Tharsis et qui composent Syria Planum, Tempe volcano, Ceraunius Fossae et Tempe

Mareotis. Les importants dépôts de Medusae Fossae se mettent en place. L'origine de

cette formation a fait l'objet de nombreuses hypothèse : (1) Des cendres et des laves en

provenance des volcans de Tharsis [Scott et Tanaka, 1982, 1986 ; Malin, 1979]. (2) Des

dépôts éoliens [Scott et Tanaka, 1986 ; Ward, 1979 ; Carr, 1981]. (3) Des strati�cations

polaires [Schultz et Lutz, 1988]. (4) Une altération chimique [Forsythe et Zimbelman, 1988].

(5) Une plateforme de carbonate [Parker, 1991]. (6) Des pierres ponces accumulées par un

océan situé dans l'hémisphère nord [Mouginis-Mark, 1993]. Parmi ces hypothèses, dans un

contexte volcanique aussi important, il est raisonnable de favoriser l'origine volcanique de

ces dépôts qui se mettent probablement en place, consécutivement à l'activité intense des

volcans du dôme de Tharsis. Sur l'ensemble de l'hémisphère Nord se mettent en place des

morphologies dont certaines sont interprétées comme des résultats d'intéractions phréato-

volcaniques et sous-glaciaire, avec des formes de cônes de quelques centaines de mètres

de large et des structures témoignant d'une activité localisée sans construction d'édi�ces

Le volcanisme à la �n Hesperien et début Amazonien 77

Fig. 6.11 � Distribution du volcanisme à l'Hesperien (cf Figure 6.8 pour la légende etFigure 6.5 pour l'échelle stratigraphique).


Fig. 6.12 � Image Viking de Tyrrhena Patera (Mosaique MDIM 45S135). Ces volcansplats d'apparences explosives sont typiques des highlands et d'un volcanisme ancien deMars. Les reliefs sont très érodés, les calderas di�ciles à dé�nir et les �ancs des édi�cesprésentent des signes d'écoulements d'eau suggérant des possibles interactions phréato-magmatiques. La largeur de l'image couvre 660 km de surface martienne.

Le volcanisme au milieu et �n Amazonien 79

majeurs.

6.3.5 Le volcanisme au milieu et �n Amazonien

Au milieu et à la �n de l'Amazonien les grands épanchements de lave sont terminés,

et les édi�ces encore actifs (Olympus Mons, Arsia Mons, Pavonis Mons, Ascraeus Mons

et Hecates Tholus) ne présentent que des coulées de faible amplitude sur leurs �ancs

ainsi que des activités de resurfaçage principalement localisées autour de leurs calderas

[Neukum et al, 2004].

Les plaines de Cerberus (Figure 6.16) se forment à partir d'un écoulement �ssural et

de volcans boucliers de ∼100 km de diamètre pour ∼100 m de hauteur, à proximité de

Elysium, au niveau de la dichotomie. Avec des petits écoulements de lave sur l'édi�ce

d'Olympus Mons, cette unité représente la plus grosse activité volcanique récente de la

planète Mars, actuelle à l'échelle des temps géologiques puisque datée à 2 millions d'années

[Hartmann et al., 1999 ; Berman et Hartmann, 2002, Werner et al., 2003, Vaucher et al.,

2006].

6.4 Discussion et conclusion

Cette section propose une synthèse des observations volcanologiques martiennes et

les questions fondamentales qui se posent lorsqu'elles sont comparées aux observations

terrestres. La première partie traite de l'évolution morphologique des édi�ces volcaniques

au cours du temps, suivie d'une seconde partie qui considère la durée de vie de ces volcans.

La troisième partie fait état des variations compositionnelles des magmas pour un édi�ce

donné alors que la quatrième partie s'interesse à l'activité volcanique actuelle de la planète

Mars. La cinquième et dernière partie présente l'intérêt de l'étude des plaines de Cerberus

et la contribution que représente la compréhension des phénomènes de cette région de

Mars à ces 4 grandes questions.

6.4.1 Evolution temporelle des morphologies volcaniques

Globalement, les produits volcaniques martiens, édi�ces volcaniques, surfaces de laves

et autres dépôts volcaniques, recouvrent plus de la moitié de la surface de la planète.

L'activité volcanique se situe majoritairement au niveau de Tharsis et d'Elysium avec les

e�usions des grands volcans boucliers sur plusieurs Ga.

La Figure 6.17 présente les pro�ls altimétriques de quelques uns des volcans martiens

comparés. Les di�érences de morphologies sont importantes entre les édi�ces de l'hémi-

sphère sud qui sont plats, et les édi�ces de l'hémisphère nord qui présentent des reliefs

plus prononcés et dans les proportions de ceux observés sur Terre. Il existe de plus une

80 Discussion et conclusion

Fig. 6.13 � Distribution du volcanisme à la �n Hesperien et début Amazonien (cf Figure6.8 pour la légende et Figure 6.5 pour l'échelle stratigraphique).

Evolution temporelle des morphologies volcaniques 81

Fig. 6.14 � Image Viking d'Olympus Mons (Mosaique MDIM 45N225). Les volcans bou-cliers majeurs de la région de Tharsis et d'Elysium se sont construits sur plusieurs mil-liards d'années suite à de nombreux cycles e�usifs comme en témoignent leurs calderascomplexes. La largeur de l'image couvre 780 km.


Fig. 6.15 � Distribution du volcanisme au milieu et �n Amazonien (cf Figure 6.8 pour lalégende et Figure 6.5 pour l'échelle stratigraphique).

Evolution temporelle des morphologies volcaniques 83

Fig. 6.16 � Relief ombré (MOLA) de la région de Cerberus. Ces régions présentent lessurfaces de laves les plus lisses et les plus récentes de la surface de Mars et correspondentprobablement aux derniers événements e�usifs volcaniques.


relation générale entre la morphologie de l'édi�ce volcanique et son âge qui suggère que

les édi�ces les plus hauts soient les plus récents (Figure 6.18). Cette tendance représente

peut-être une augmentation de la profondeur de la source du magma ou bien une histoire

éruptive plus longue dans le temps [Carr, 1973]. Dans le cas d'une source magmatique

plus profonde, la composition des laves serait di�érente de celle des laves éruptées à partir

d'une source magmatique super�cielle, et cette di�érence de composition se traduirait par

des comportements rhéologiques di�érents, et des édi�ces de taille di�érente. Dans le cas

d'une histoire volcanique plus longue, les édi�ces actifs dont les écoulements sont les plus

récents seraient composés par plus de matériaux volcaniques que les anciens, et forme-

raient donc des édi�ces plus hauts. Ces deux hypothèses peuvent co-exister lorsque l'on

considère la distribution des Paterae autour des bassins d'impacts. Si la formation de ces

volcans des Highlands à été facilité par la fracturation de sub-surface, les sources magma-

tiques sont certainement moins profondes que les panaches mantelliques qui forment les

points chauds, et les durées d'activité sont probablement plus courtes dans ces fractures

de surface que dans un panache mantellique stable.

Après une activité globale et a dominante explosive mise en exergue par des édi�ces

petits, plats et fortement érodés, l'activité volcanique martienne s'est concentrée sur les

deux grosses provinces de Tharsis et d'Elysium sous une forme plus e�usive en formant

les volcans boucliers aux reliefs plus prononcés.

6.4.2 Durée de vie des centres d'activité volcanique

A l'échelle globale, la camera de Mars Express, HRSC, a apporté de nouvelles infor-

mations sur la fréquence, l'histoire, et la distribution des évenements volcaniques dans

le temps [Werner, 2006]. Ces apports ont été intégrés à ceux de Plescia [1979,2004], de

Greeley et Spudis [1981] et aux résultats acquis lors de cette thèse sous forme de l'histoire

volcanique présentée dans la section précédente, mais des questions restent cependant

primordiales.

Durées d'activités Il faut garder en mémoire que, dans le cadre du volcanisme, la

méthode de datation par comptage de cratères permet de dé�nir un âge de surface, et que

les surfaces sous-jacentes plus vieilles se retrouvent pour la plupart e�acées lors de leur

recouvrement par une unité plus jeune. Ainsi, l'âge de début de formation des volcans est

di�cilement accessible puisque les édi�ces sont construits par l'empilements de coulées de

laves, et que l'on a seulement accès aux derniers événements. L'âge global de l'édi�ce actuel

n'est certainement pas représentatif de l'époque de commencement de l'activité (sauf s'il

y en a des restes), surtout si l'on considère la possibilité de gros volumes d'éruption qui

pourraient recouvrir l'ensemble des surfaces de l'édi�ce au cours d'une même période,

remettant l'ensemble des surfaces exposées à un âge de X années si l'événement à eu lieu

Durée de vie des centres d'activité volcanique 85

Fig. 6.17 � Comparaison de la topographie des volcans martiens à partir de MOLA (a :Olympus Mons, b : Elysium Mons, c : Arsia Mons, d : Ascraeus Mons, e : Alba Patera, f :Syria Planum, g : Tyrrhena Patera, h : Syrtis Major, i : Amphitrites Patera). Exagérationverticale ∼50x.


Fig. 6.18 � Distribution de la taille des édi�ces volcaniques martiens en fonction de leursâges dérivés des données Vikings. On peut observer une évolution qui va des vieux édi�cesau relief relativement plat, vers des constructions plus hautes à mesure qu'elles sont jeunes,ou qu'elles présentent des signes d'activité récente. Les plaines de lave de Cerberus, quisont le sujet d'étude de cette thèse, sont représentées en rouge, et sont en contradictionavec cette tendance globale. Ce volcanisme correspond à des écoulements de laves parmiles plus récents pour un relief quasi nul.

Durée de vie des centres d'activité volcanique 87

il y a X années. On aura ainsi accès au dernier cycle d'activité du volcan sauf si des

surfaces volcaniques anciennes sont préservées de l'activité volcanique plus récente, ce qui

est parfois le cas. En revanche, on n'aura jamais la certitude que ces surfaces représentent

le début de l'activité du volcan. Cependant les éruptions qui recouvrent l'ensemble du

volcan sont rares sur des édi�ces aussi larges que sur Mars et les images haute résolution

permettent de couvrir une grande variété de surfaces qui témoignent d'activité volcanique

sur plusieurs milliards d'années. Ces durées d'activité sont sans commune mesure avec

la durée de vie d'un volcanisme de point chaud terrestre considéré comme stable (∼200Ma). Notre connaissance de la structure interne et de la dynamique de Mars est encore

trop incomplète pour savoir comment un volcanisme peut demeurer stable sur une telle

durée.

La plupart des édi�ces composant ces dômes s'est construite sur plusieurs milliards

d'années et est caractérisée par des phases d'activités épisodiques, répétées jusqu'à au-

jourd'hui. Un grand nombre de calderas et de �ancs d'édi�ces présentent des âges autour

de 150 Ma, indiquant un probable pic d'activité à cette période.

Volumes émis Les volumes des Tholi et Paterae sont compris entre ∼1012m3 et moins

de ∼1014m3 alors que, hormis Elysium mons avec un peu plus de ∼1014m3 et Pavonis

Mons qui atteint presque ∼5×1014m3, tous les édi�ces majeurs ont des volumes supé-

rieurs à ∼1015m3. Ces volumes sont des estimations à minima car de nombreux édi�ces

sont recouverts par des laves et qu'il est di�cile d'en déterminer la base. Cependant,

chaque volcan bouclier de Tharsis possède un volume similaire à la chaîne d'Hawaii et des

Empereurs dans son ensemble [Bargar et Jackson, 1974]. De plus, ces édi�ces ont craché

des coulées de lave pendant des millions d'années qui sont venues combler les dépressions

ajoutant certainement des volumes colossaux à la quantité totale de laves éruptées sur

Mars. Les plaines volcaniques sont étendues, épaisses de plusieurs centaines de mètres

en certains endroits. De la même manière que pour les tailles d'édi�ces, la tendance des

volcans martiens montre que plus les manifestations volcaniques sont récentes, plus les

volumes émis sont importants.

L'ensemble des volcans martiens totalise un volume minimum de ∼4.77×1015m3 [Ples-

cia, 2004], et si l'on considère que 60% de la surface martienne est couverte par des coulées

de lave d'une épaisseur moyenne maximum de ∼500m (∼4.33×1016m3), l'ensemble des

produits volcaniques sur la surface de Mars est égal à ∼4.8×1016m3. Le volume moyen de

la croûte martienne est estimé a ∼6.45×1018m3 à partir des données d'épaisseur de croûte

[Wieczorek et Zuber, 2004]. Le volume estimé des produits volcaniques écoulés à la surface

de Mars, représente donc 0.74% du volume de la croûte. Sur Terre, le rapport entre les

magmas extrusifs et les magmas intrusifs qui forment des plutons est de 1 pour 10 ce qui

implique, dans le cas d'un même rapport sur Mars, que 7.4% de la croûte martienne est

composée d'intrusions plutoniques.


Taux d'éruptions Pour des taux d'éruptions volcaniques basaltiques de long terme,

équivalents à ceux des volcans d'Hawaii, la durée nécessaire à la construction des édi�ces

volcaniques martiens est courte en comparaison de leurs âges [Plescia, 2004]. Pour les gros

volcans boucliers de Tharsis, les durées d'édi�cations vont de ∼20 Ma à un peu plus de

∼180 Ma. Pour les volcans plus petits, les durées vont de ∼0.1 Ma à ∼10 Ma. Ces esti-

mations prennent en compte les périodes de non activité des volcans Hawaiiens, intégrée

sur l'ensemble de la chaîne de volcans qui s'est développé en ∼82 Ma. En considérant que

les panaches mantelliques formant des points chauds sont le type de mécanisme le plus

susceptible de former du volcanisme sur Mars [McKenzie et Nimmo, 1999], les compa-

raisons terrestres mettent en exergue des di�érences majeures dans l'histoire d'un volcan

sur Terre et sur Mars. Les multiples calderas observées au sommet des édi�ces majeurs

montrent qu'il a existé de multiples périodes d'activités espacées par des longues périodes

de calme (∼100 Ma), mais il est évident que les cycles d'activité / non activité sont di�é-

rents sur Mars et sur Terre si l'on veut à la fois rendre compte des volumes et des durées

de fonctionnement.

Implications Comme nous l'avons évoqué, les volcans martiens vivent longtemps, et

cette activité renseigne sur l'évolution temporelle de l'activité mantellique martienne, mais

il est toujours impossible de savoir quelle est la durée de vie des points chauds dans le

manteau Martien, et si cette dernière est supérieure à celle des points chauds sur Terre

(∼100-200My). La longue activité des volcans martiens implique une longue durée de vie

de la source magmatique nécessaire à l'alimentation de ce volcanisme et suggère une dy-

namique mantellique longue et stable, di�cile à modéliser avec les connaissances actuelles

des processus qui régissent cette dynamique [Zaranek et Manga, 2007]. Cependant, si on

considère que la planète Mars ne présente pas de signe de tectonique des plaques, il est

évident que le comparatif avec les édi�ces terrestres n'est pas simple.

6.4.3 Evolution des magmas pour un centre d'activité

Les principes physico-chimiques qui conditionnent l'évolution de la composition des

magmas terrestre sont transposables aux autres planètes. Ceci apporte une inconnue de

plus à l'équation, car si alors la composition globale des magmas martiens a changé dans le

temps comme le suggèrent les di�érent types de volcanisme que l'on y observe, quelle était

sa composition dans le passé, quelle est-elle aujourd'hui, et comment a-t-elle varié entre

temps ? De plus, répondre à cette question d'ordre global ne permettrait pas de savoir

si un même volcan peut, comme sur Terre, présenter des variations chimiques et des

évolutions magmatiques sur de courtes échelles de temps. Par exemple, la mission Mars-

Odyssey a permi à l'équipe de la camera THEMIS de faire des observations de matériel

volcanique acide, sous la forme de coulées dacitiques, et de suggérer un volcanisme riche

Activité volcanique actuelle 89

en silice [Christensen et al., 2005]. Cette découverte apporte un élément de réponse mais

aussi de nouvelles questions comme l'étendue de ce type de volcanisme sur la planète ou

la concentration de SiO2 dans ces coulées de lave. L'importance de la composition des

�uides magmatiques et des concentrations minérales et chimiques est primordiale pour

comprendre les phénomènes volcaniques observés. Un volcanisme explosif peut être de type

basaltique ou plus acide sans que la morphologie de l'édi�ce soit vraiment modi�ée, et des

coulées de laves dacitiques peuvent se produire dans un environnement principalement

basaltique comme c'est le cas de Syrtis Major [Christensen et al., 2005]. De plus, le

plancher de certains cratères expose des concentrations de roches composées de quartz

qui ressemblent aux granites terrestres et qui suggèrent que Mars permet une évolution

des liquides magmatiques similaire aux chambres magmatiques terrestres, même si cette

évolution semble pour l'instant plus rare [Band�eld et al., 2004]. La compilation des

paramètres rhéologiques déduits par l'analyse des laves martiennes [Hiesinger, 2007], à

laquelle contribue ce travail de thèse, montre une variété qui suggère une di�érenciation

possible des liquides magmatiques et volcanisme martien complexe.

6.4.4 Activité volcanique actuelle

Comme le montre la Figure 6.18 à partir des données Vikings, les e�usions de laves les

plus récentes ont des âges possibles de 30 Ma. Les comptages des cratères avec des données

plus récentes et précises (MOC, THEMIS et HRSC) montrent des surfaces volcaniques

encore plus jeunes, en particulier dans la région de Cerberus et d'Olympus, avec des coulées

de laves datées à 2 Ma. Sur des échelles de temps géologiques ces âges sont subactuels,

et si on considère que'il y a des preuves d'activité volcanique dont les âges s'échelonnent

tout au long des 4 derniers milliards d'années, dans des régions localisées, il est donc très

vraisemblable que les édi�ces martiens soient encore actifs [Burr et al., 2002 ; Berman et

Hartmann, 2002 ; Werner et al., 2006 ; Vaucher et al., 2007].

6.4.5 Etude des plaines de Cerberus : Une contribution à l'his-

toire volcanique de Mars

Les plaines de Cerberus sont une vaste zone d'un million de kilomètres carrés cou-

verte de laves [Plescia, 1990] et comportant de petits édi�ces volcaniques et des traces

de débâcles �uviatiles [Burr, 2002 ; Edgett, 1995 ; Berman, 2002]. Les âges de ces laves

d'apparence très �uide, [Plescia, 1990], font état d'écoulements parmis les plus récents de

la planète, vieux, au plus, de 200 Millions d'années [Burr, 2002 ; Berman, 2002].

Les formations les plus remarquables sont les 'Cerberus Fossae' (anciennement 'Cerberus

Rupes') interprétées depuis une quinzaine d'années dans la littérature comme une série

de �ssures éruptives [Plescia, 1990 ; 1993] sub-parallèles qui s'étirent sur plus de ∼1000


kilomètres, de la limite Nord-Ouest des plaines jusqu'au centre, où elles disparaissent,

recouvertes par les laves [Scott, 1986 ; Tanaka, 1992,1995 ; Burr, 2002]. Il s'agit proba-

blement de �ssures formées par l'extension, résultant de la charge �exurale du volcan

bouclier [Hall, 1986] tout proche d'Elysium Mons, et/ou associées à des mise en place de

dykes, mécanisme proposé pour le graben radial de Tharsis [Mege, 1996].

Les images Viking ont, pour la première fois, autorisé l'hypothèse d'un écoulement

catastrophique d'eau dans la région [Scott, 1986], puis l'utilisation des images MOC a

permis d'identi�er trois chenaux distincts : Athabasca Valles (156oE, 9oN), Marte Vallis

(181, 5oE, 15, 5oN) et un chenal au Nord (165, 4oE, 15, 6oN) [Burr, 2002 ; Berman, 2002].

La morphologie de ces chenaux laisse peu de doute quant au phénomène qui les a générés

puisque l'on y retrouve de nombreux indices �uviatiles (ligne de courant, linéation longi-

tudinale, dunes transverses,...) malgré leur comblement partiel par les laves [Scott, 1986].

La littérature sur le sujet fait part d'une étroite relation entre l'épanchement des laves

et la mise en place de ces réseaux �uviatiles. En e�et, de récentes études morphologiques

ont permi de supposer une source commune pour les laves et les �uides responsables des

morphologies �uviatiles [Burr, 2002 ; Berman, 2002]. Cette eau serait issue de la fusion,

en profondeur, du sol chargé en glace d'eau lors de la remontée des laves. L'eau aurait

jailli a la surface, aurait creusé les chenaux de débâcles, et se serait à nouveau perdue

dans le sous-sol (en supposant que la perméabilité du sol le permette) ou évaporé. Malgré

le fait que Cerberus Fossae soit souvent citée comme la seule source de volcanisme récent

de la région [Burr, 2002 ; Edgett, 1995 ; Berman, 2002], des sources secondaires (volcan

bouclier ou micro-�ssures) semblent exister [Plescia, 1990 ; 1993].

6.4.5.1 Une morphologie contradictoire

L'évolution morphologique de cette e�usion ne suit pas la tendance proposée par l'en-

semble des édi�ces volcaniques martiens. Sur la Figure 6.18 la région de Cerberus, en

rouge, présente les surfaces d'écoulement de laves les plus récentes de la planète pour un

relief quasi inexistant. La source de ce volcanisme est à la fois des �ssures éruptives et

des volcans boucliers de ∼100 km de large pour ∼100 m de hauteur. Ces morphologies

sont en totale contradiction avec les autres édi�ces martiens ce qui suggère des processus

nouveaux ou di�erents dans l'e�usion des �uides magmatiques martiens, et qui donne aux

plaines de Cerberus un statut volcanique unique sur Mars.

6.4.5.2 Des cycles d'activité longs

Les âges et volumes d'e�usions déterminés au cours de ce travail de thèse mettent

en évidence une activité intermittentes sur au moins ∼250 Ma des surfaces de laves de

Etude des plaines de Cerberus : Une contribution à l'histoire volcanique de Mars 91

Cerberus, ce qui fait de cette région un véritable laboratoire pour l'étude de ce volcanisme

récent atypique et de ses cycles d'activité et de repos. L'évolution dans le temps de la

formation de Cerberus peut être confrontée à la mise en place des autres édi�ces martiens,

même si leurs dimensions sont di�érentes, et permettre de comprendre les mécanismes qui

régissent ces évolutions.

6.4.5.3 Des e�usions aux morphologies variées

La région de Cerberus montre une variété de morphologies volcaniques d'e�usion,

avec des coulées massives d'apparence plus visqueuse que les coulées composant les vol-

cans boucliers présents sur place et la présence de coulées de laves chenalisées qui sug-

gèrent di�érentes rhéologies des magmas. Cette variabilité morphologique est une première

étape pour discuter de la possibilité d'une di�érenciation par cristallisation fractionnée

du magma pour un centre volcanique donné, et pour comprendre la présence de laves les

plus �uides de la planète en cet endroit.

6.4.5.4 Le volcanisme le plus récent

Cerberus représente l'unité volcanique la plus récente de la planète Mars. Les âges

des surfaces mettent en évidence des e�usions volcaniques de quelques millions d'années

seulement. Aux vues de la durée d'activité des autres édi�ces volcaniques martiens, il est

très probable que cette région soit encore active aujourd'hui. La contrainte de l'activité

volcanique actuelle sur Mars, outre les intérêts relatifs à l'exploration humaine des planètes

et la mise en place de bases à la surface de Mars dont dépendront des sources d'énergie,

renseigne sur le mode de refroidissement d'une planète tellurique.


Mars est un corps di�cile à observer, mais c'est le plus

grati�ant de tous. L'intérêt de l'observateur est constam-

ment ravivé par son aspect toujours changeant.

William Sheehan, the planet Mars 7Cartographie des plaines de Cerberus

Les plaines de Cerberus sont étudiées depuis l'ère Viking. De nombreux indices d'écou-

lement d'eau, de laves ainsi que d'évènements tectoniques ont focalisé l'attention des scien-

ti�ques. Cette attention, sans cesse renouvelée à mesure que les images plus précises de

la surface nous parvenaient, a permis l'élaboration d'un certain nombre de constats qui

font de cette région la plus jeune surface martienne et qui nous fait nous interroger sur

l'activité volcanique contemporaine de la planète.

Cette région de Mars a, tout d'abord, attiré l'attention de part son apparence plate et

peu rugueuse en comparaison avec d'autres provinces volcaniques. Les plaines de Cerberus

présentent des surfaces de laves lisses à l'échelle kilométrique, avec des jeux de reliefs de

l'ordre du mètre sur la surface des coulées de lave, et de l'ordre de quelques dizaines de

mètres au niveau des fronts de coulées. Les pentes de ces vastes épanchements de laves

sont très faibles, en deçà du dixième de degrés, sur les centaines de milliers de kilomètres

carrés qui composent les plaines de Cerberus. Cette surface est un enchevêtrement com-

plexe de coulées de laves de taille plus ou moins importante qui recouvrent en partie les

reliefs alentours des terrains plus rugueux et plus anciens, et sont recoupées sur plusieurs

milliers de kilomètres par les 'Cerberus Fossae'.

Les 'Cerberus Fossae' sont un système de fractures d'e�ondrement et de grabens dont

l'origine est encore débattue. Généralement des contraintes tectoniques extensives sont

nécessaires à l'échelle de la région pour former de telles structures, et ni la formation du

dôme de Tharsis, ni la charge structurale d'Elysium Mons ne semblent pouvoir expliquer

ce réseau de failles. Ces fractures, ou fossae en latin, présentent des escarpements frais

et recoupent toutes les formations de la zone, témoignant de leur activité relativement

récente par rapport aux autres. En plusieurs endroits le long de ces fractures se trouvent

la source de vallées �uviatiles, et en particulier celle de Athabasca Vallis.

Athabasca Vallis est une vallée de débâcle �uviatile qui a été formée par un écoulement

93

94 CHAPITRE 7. CARTOGRAPHIE DES PLAINES DE CERBERUS

catastrophique d'eau en provenance de la fracture. La fracture a agi comme un chemin

d'accès pour l'eau du sous-sol qui a pu se retrouver libérée d'un aquifère sous pression.

Les vallées �uviatiles des plaines de Cerberus se trouvent au nombre de quatre, dont les

chenaux bien distincts s'observent assez bien, tant dans l'imagerie visible que sur les don-

nées topographiques.

Ces phénomènes volcaniques, tectoniques et �uviatiles ont été en interaction, et sont

probablement les conséquences d'une même cause. Les indices de chenaux �uviaux creu-

sés dans les plaines de laves, de coulées de laves empruntant des chenaux �uviatiles, de

fractures parfois source de �uides magmatiques et aqueux, parfois recoupant laves et che-

naux �uviatiles ne manquent pas dans les études précédentes. Les auteurs se nourrissent

de cette région fascinante dans laquelle toutes les interactions géologiques semblent se

trouver. Ainsi, de nombreuses études décrivent ces di�érentes morphologies en détail, en

fonction des données disponibles lors de leurs rédactions, fournissant des descriptions lo-

calisées pertinentes, mais sans apporter une vue globale sur l'ensemble de ces processus

et leur histoire.

C'est l'objectif qui a motivé cet article : apporter une vision globale et synthétique

des phénomènes volcaniques, tectoniques et �uviatiles sur la région de Cerberus, grâce à

l'ensemble des études locales précédemment publiées, et à une connaissance approfondie

de la zone de Cerberus au travers de toutes les données nouvellement disponibles.

Tout d'abord, sur la présomption de vouloir identi�er une zone lisse, la localisation

précise de la zone couverte par les laves a été faite à l'aide d'un calcul de rugosité. Cet

outil calcule un plan moyen à partir des données altimétriques MOLA comprises dans

des cellules de 5km de diamètre au sol et donne comme résultat la pente du plan moyen,

l'orientation de cette pente par rapport au Nord, et l'écart quadratique moyen entre les

données comprise dans la cellule et le plan moyen. C'est cette dernière information qui

renseigne sur la rugosité puisque plus sa valeur est élevée, plus le terrain est accidenté.

L'histogramme de la région du bassin de Cerberus comporte un mode qui identi�e nette-

ment les surfaces lisses des plaines de laves.

Sur la base de cette distribution de rugosité, une mosaïque d'images THEMIS infra-

rouges de jour, fournie par l'équipe de l'University of Arizona State, a servi de base au

dessin de la carte elle-même sous ADOBE Illustrator et à la dé�nition des di�érentes

unités. Toutes les données disponibles ont ensuite été utilisées pour mettre en évidence

les détails des structures et la variété des morphologies : images visibles (MOC, VIKING,

THEMIS, HRSC, HiRISE), images infrarouges (THEMIS de jour et de nuit), topogra-

phiques (MOLA, MNT HRSC) et spectroscopiques (THEMIS,OMEGA).

95

Cette cartographie est un nouveau résultat essentiel qui apporte une vision globale

sur les processus de resurfaçage volcanique dans la province de Cerberus, ainsi que de

nombreuses observations locales. En particulier, 16 nouveaux volcans boucliers et un évè-

nement �uviatile majeur sont identi�és en plus des quelques-uns déjà référencés dans la

littérature.

Ensuite, de nombreuses surfaces de plaines de lave et de volcans ont étés datées par

comptage de cratères pour relier la distribution spatiale des laves à l'échelle temporelle.

L'équation du �ux météorique décroissant dans le système solaire, étalonné par l'expé-

rience lunaire et adaptée au cas de Mars permet de déduire l'âge d'une surface martienne

à partir du nombre de cratères par classe de diamètre et par unité de surface qui s'y

trouvent. Une méthode statistique nouvelle, développée pour cette étude, a été utilisée,

en plus de la méthode classique de comptage de cratères, pour comparer des âges proches.

Les résultats de ces comptages con�rment les jeunes âges de certaines coulées de laves

de 2 millions d'années, et documentent une chronologie des épisodes volcaniques qui sug-

gère une activité volcanique sur plus de 250 millions d'années.

Le résultat principal de cette cartographie détaillée est de permettre une vision globale

de l'activité volcanique, tectonique et �uviatile dans les plaines de Cerberus, en mettant

en exergue les observations importantes décrites dans l'article :

� Une classi�cation des surfaces volcaniques à partir de leur âge.

� Une étude stratigraphique de l'emplacement des laves.

� De nouvelles sources d'eau et de coulées de lave.

Les volumes de lave sont estimés en contraignant la surface du fond des dépressions

emplies par les liquides volcaniques. Cette modélisation inclut l'importante contribution,

de plus de 20% des larges impacts météoriques qui ont été noyés par les laves et dont

ne subsistent que les remparts circulaires. Les volumes de lave se situent entre 1.3×105

km3 et 1.7×105 km3, suggérant une formation liée à une activité volcanique cyclique, et

correspondant à une épaisseur moyenne d'une centaine de mètres. Ces volumes sont re-

lativement faibles en comparaison avec les édi�ces majeurs de Tharsis par exemple, mais

sont comparable au volume de l'édi�ce volcanique d'Elysium Mons. La comparaison des

�ux déduits dans ce cas avec les �ux de laves émis dans le cas de régions volcaniques

sur Terre et les longues activités magmatiques terrestres suggère de plus longues périodes

d'inactivité volcanique.

L'importance et la distribution des petits édi�ces volcaniques a été étudiée. La région

de Cerberus comporte non moins de 22 volcans boucliers, dont 10 n'étaient pas reconnus

96 CHAPITRE 7. CARTOGRAPHIE DES PLAINES DE CERBERUS

jusqu'à présent. Les relations stratigraphiques et les âges dérivés par comptage de cratères

indiquent une contemporanéité de ces constructions avec les vastes plaines de laves qui

composent la majeure partie des plaines. La coexistence du volcanisme �ssural et de ces

volcans boucliers n'est pas typique du volcanisme martien et des antécédents terrestres

existent, en Islande en particulier. Cependant, aucun des modèles d'extension proposés

pour expliquer la formation des Cerberus fossae ne permet d'expliquer une telle coexis-

tence d'éruptions �ssurales, et à partir de volcans boucliers.

En ce qui concerne les écoulements d'eau, une nouvelle source a été localisée au som-

met d'une élévation sous forme d'un petit réseau de failles sub-parallèles entre elles et au

Cerberus fossae. Des cônes, dont la distribution semble contrôlée par des cratères enfouis,

reposent sur des sédiments �uviatiles. Leur origine explosive remet en cause l'interpréta-

tion des cônes trouvés sur Mars jusqu'à présent et assimilés à des pingos ou des pseudos

cratères. Des questions restent cependant en suspens devant la coexistence d'écoulement

d'eau et de laves, et l'absence de morphologies phréato-magmatiques.

L'origine des di�érents types de laves coexistant dans une région et formant deux

édi�ces bien distincts, les volcans boucliers, et des coulées massives, a été proposée par

diverses études. Les hypothèses invoquent des variations de �ux d'émission ou de viscosité

par di�érenciation magmatique et diminution des volatils. Aucune des hypothèses propo-

sées n'explique clairement la présence commune de volcans boucliers, de coulées massives

et de coulées de laves chennalisées sur la même zone.

Les preuves d'activités récentes volcaniques, tectoniques et �uviatiles font de la ré-

gion de Cerberus un candidat d'importance pour les sites d'aterrissage des futurs rovers,

en dépit du dé� technologique que représentera leur évolution sur les laves rugueuses à

l'échelle du mètre.

97

Mapping of the Cerberus plains, Ages and Geological features

1J. Vaucher, 1D. Baratoux, 2N. Mangold, 1P. Pinet, 3K. Kurita, 1M. Grégoire

1 :Observatoire Midi-Pyrénées, Laboratoire Dynamique Terrestre et Planétaire, UMR 5562, Université Paul Sabatier, Toulouse,

France.

2 :Interaction et Dynamique des Environnements de Surface, UMR8148, Orsay, France.

3 :Earthquake Research Institute, University of Tokyo, Tokyo, Japan.

Abstract : The Cerberus plains, at the southern vicinity of Elysium Mons were stu-

died since the Viking era. These previous studies show an increasing number of clues in

favor of recent volcanism and interactions between ground water release, magma ascent

and tectonic processes. There are four spatially distinct aqueous �ood channels emanating

from a system of linear �ssures and recent eruptions of low viscosity lavas were proposed

to originate from these �ssures and from low shield volcanoes. Despite a large amount

of observations, the global chronology of geological processes resulting in the various ero-

sional and volcanic landforms is still missing. The purpose of this study is to produce a

new interpretative map of the geologic units of the Cerberus area. Our mapping of the

region is distinct from previous studies. First, the map is global and consists in a synthesis

of all local observations reported in the literature, in addition to our new observations.

Several new �ndings are reported in this paper. We discovered 10 new shield volcanoes

and 1 additional �uvial events. Second, a careful chronology has been been achieved from

a combined analysis based on both relative stratigraphy and crater counts on the vol-

canic areas. Images for the THEMIS-VIS, THEMIS-IR, HRSC, and MOC experiments

have been used. A probabilistic approach has been introduced to compare close ages. Our

results con�rm the recent age (2 My) of some lava �ows and document the chronology of

volcanic episodes which suggest a volcanic activity over the last 250 My. The map allows

a global view of the volcanic, �uvial and tectonic activity in the Cerberus plains poin-

ting out important observations described in the paper : (1) classi�cation of the volcanic

surfaces from their age, (2) stratigraphic study of the lava emplacement, (3) new sources

of water and lavas. Moreover, the lava volumes has been re-estimated from a constrained

modeling of the �oor of the depressions �lled by the volcanic products. This computation

includes the important contribution (> 20%) of the large craters which have been buried

by the lava. The lava volumes range from 1.3×105 km3 to 1.7×105 km3 suggesting a cyclic

activity of the plains during that time, corresponding to an equivalent thickness of one

hundred meters. Comparison to �ow rates on terrestrial volcanic regions and long-term

magmatic activity on the Earth suggests longer quiescent cycles.

keywords : Mars, surface ; ages ; volcanism ; water.

98 Methodology

7.1 Introduction

The recent exploration of Mars has revealed numerous fascinating evidences for recent

geologic activity. Young lava �ows [Plescia, 2003], gullies [Costard, 2001 ; Costard et. al,

2007], �uvial valleys [Plescia, 2003], periglacial morphologies associated with the present

ground ice [Burr et al., 2005] and dust avalanches or slopes streaks [Sullivan et al., 2001 ;

Baratoux et al., 2006] are among the best examples of this recent activity. The Cerberus

plains (150o to 180oE, −2o to 12oN) is the youngest of the volcanic provinces on Mars and

consists in various kind of lava �ows [Berman and Hartmann, 2002 ; Lanagan, 2004], shield

volcanoes [Plescia, 1990, 2003 ; Greeley and Guest, 1987 ; Scott and Tanaka, 1986], �ssures,

tectonic fractures and associated water release events [Burr et al., 2002a ; Burr et al.,

2002b ; Plescia, 1993, 2003 ;Wilson and Head, 1994]. A large number of local observations

have been collected and published on this region since the Viking missions. An agreement

has been reached concerning the recent ages for the volcanic activity, while a number

of contradictions still remain about the youth of �uvial events. Di�erent volcanic vents

have been suggested such as shield volcanoes and the fractures themselves. The relative

contribution of these di�erent vents is still debated. The relative chronology between the

di�erent volcanic morphologies has not yet been addressed. Rough estimations of the

volumes of volcanic material have been provided from local observations of lava thickness

simply extrapoled for the entire volcanic area. Consequently, a synthetic view of the

geological activity at Cerberus is still lacking. These facts have motivated us to achieve

a geologic map of the Cerberus volcanic units focusing in particular on (1) tracking the

lava pathways up to the vents, (2) the chronology, both relative and absolute, between

the di�erence sources, and between the volcanic and �uvial events, (3) an estimation of

the volumes of volcanic material. For the last point, the topography of the depressions

before lava in�lling has been derived, and a map of thicknesses of volcanic material for

the entire area has been obtained. More than 15,000 craters have been counted on 35

di�erent volcanic areas de�ned from the geological mapping. The absolute dating has

been cross-checked with stratigraphic relationships when possible. The study represents

a step toward a comprehensive view of the volcanic history and the relationships between

the volcanism and recent water release.

7.2 Methodology

Some methods to map the volcanic region of Cerberus are not standard, and are

presented in this section with the standard ones equally mentionned here. First, a detailed

geological map has been achieved from morphologic and topographic analysis with the

determination of stratigraphic relationships between the di�erent units. Since the region

of Cerberus is known for its recent volcanic activity, we focused on the stratigraphical

Geological mapping 99

relationships between volcanic landforms, volcanic shields and massive lava �ows, but also

between volcanic landforms and �uvial or tectonic events. Then, the absolute dating of

selected units has been done by crater counting methods with the objective (1) to con�rm

the stratigraphic relationships with absolute ages determination, (2) to infer the detailed

chronology of recent volcanic episodes. The implications of this chronology is discussed

in the last section. The volume of lava emitted during the formation of the Cerberus

plains constitutes a key observation to discuss the volcanic history of the planet, and the

possibility that Mars could be still volcanically active. Potential large amount of volatiles

could have been also released from this volcanic event, which could be an important

constrain for the recent atmospheric pressure and composition. The last part of this

section presents the method we developped to constrain the lava thicknesses.

7.2.1 Geological mapping

The THEMIS-IR day mosaic has been used as the reference to place the outlines of

geological units or any other kind of information. The map itself has been realised on

Illustrator ADOBE software via the superposition of layers over the THEMIS-IR day

mosaic. The localisation of the main units has been made on the basis of the previous

geological mapping of this region [Lanagan et al., 2004 ; Tanaka et al., 1986 ; Tanaka et al.,

1992 ; Werner et al., 2003]. Since the resolution of the mosaic is higher than the resolution

of MOLA data in the equatorial region, these data have been preferred to the MOLA

shaded relief. Local analysis and precise determination of stratigraphical relationships

required the use of high resolution visible images (THEMIS-VIS, MOC and HRSC), as

individual THEMIS-IR daytime and nightime frames. Nighttime THEMIS images were

useful to delineate geological units based on their thermophysical properties. MOLA data

have been very useful locally for the identi�cation of volcanic features such as volcanic

shields.

Following �ndings from previous roughness studies [Kreslavsky et al., 2002 ; Head et al.,

2003], a roughness estimator was developped to classify the surface of Cerberus. Mapping

of surface roughness has been achieved from the higher spatial-resolution interpolated

MOLA grid. Our roughness estimator de�nes as following. Average planes have been

adjusted locally by a least squares method on the topographic points within 5 km diameter

cells. For each cells the slope and the azimuth of the planes have been calculated. Given

MOLA points spacing in equatorial regions, each cell encompasses few tens of individual

MOLA measurements. The roughness has been de�ned at the center of each plane as the

root mean square of the di�erence between the MOLA altimetry values and the average

plane local elevations [Pinet and Rosemberg, 2001]. Surface roughness is recognized as

an useful surface parameter related to geological processes, such as impact cratering,

erosion or volcanic activity, even if the relation between roughness and one geological

100 Methodology

process is generally non-unique. Surfaces of similar roughnesses may result from very

di�erent geologic histories. However, surface roughness characterization is shown to be

particularly e�cient in the context of our study, and in particular to de�ne the limits

of the recent Cerberus lava �ow. Indeed, the frequency distribution function of surface

roughness (cf. Fig. 7.1) display three modes, the �rst mode beeing clearly separated from

the other ones. This mode corresponds to the recent volcanic surfaces and lava �ows

which have a uniquely low value of roughness compared to the remaining parts of the

region. The di�erent modes of the histogram has been used as an additional support to

globally determine the limits of the main geological units. Contacts were then con�rmed

and precisely de�ned from HRSC, MOC and THEMIS images.

7.2.2 Relative and absolute dating by crater counts

Stratigraphic relationships and thus relative ages of the di�erent geological units are

inferred following the method presented in the section 2.1. The �rst objective of crater

counts is to con�rm the relative dating with absolute ages and vice-versa. The second

objective of crater counts is to determine the absolute ages of selected volcanic terrains

in order to discuss the succession and nature of volcanic events and their relationships

to the other recent geologic processes. Numerous volcanic, �uvial and tectonic events are

probably younger than 100 My, as suggested by crater counts from Berman and Hart-

mann [2002]. Back and forth analyses between the stratigraphic analysis and the absolute

dating is necessary to infer the complex geologic history at the local scale. Absolute dating

is achieved using the standard method with the last update of Martian isochrons presen-

ted in Hartmann [2005]. The determination of the chronologic sequence of volcanic and

�uvial events often requires the comparison of close ages separated by few millions years.

Distances between ages are expected to be close or even within error bars. A statistical

approach is required to determine and quantify how meaningful are the comparison of

close ages. We thus present a simple method based on the generalized inverse problem to

estimate the probabilty of one surface to be younger than another one given the crater

counts and their uncertainties on the two surfaces.

7.2.2.1 Absolute ages

The model for Martian isochrons relies on the recent papers on [Hartmann, 2005 ;

Ivanov, 2001a ; Neukum, 2001] and include essential updates concerning the recent ages

and small craters. Crater counts are plotted on the last update of isochrons of Hartmann,

[2005]. MOC (16 m to 8 km), HRSC, and THEMIS-VIS images permits to cover a wide

range of crater diameters, from 16 m to 8 km, 100 m to 60 km and 100 m to 15 km respec-

tively. All the craters are counted without restrictions but the resolution of images. Crater

counts are �rst �t to the Martian isochrons using a standard non-linear least squares in-

Relative and absolute dating by crater counts 101

Fig. 7.1 � Context shaded relief map of Cerberus and associated roughness map. Theroughness is calculated on 5 km diameter cells MOLA data as the RMS between eachMOLA data within the cell and the average plane computed from these data for eachcell. The roughness histogram computed from the roughness map over Cerberus plainshas three modes. This �rst mode (part A) of the histogram corresponding to roughnessvalues ranging from 10 cm to 1 m. It is helpful to use this result to de�ne the boundariesof the Cerberus plains unit (in dark grey). The other terrains (part B of the histogram)have higher roughness values distributed in two modes which are less separated. It is thusmore complex to separate geological within these terrains from the roughness values evenif some signi�cant variations are reported.

102 Methodology

version method taking into account the uncertainty for each crater count for each. The

reader is referred to the appendix for the details of the least squares inversion. All the

crater diameters over the selected zones on visible images are measured and the counts

are plotted for each unit to date on a Martian crater count isochron diagram [Hartmann,

2005]. Counts for smaller craters at the limit of the image resolution, or sometimes counts

for the largest ones which are statistically meaningless are not considered for the isochron

adjustment. The best age and its formal uncertainty are obtained from this standard ad-

justment process. The uncertainty results both from error bars on each count and from

the derivation between the best �t and the measurements.

7.2.2.2 Statistical approach for the comparison of ages

The purpose of this development is to estimate the probability that one surface S1 is

younger than another surface S2. If one compares ages using the formal error bars given

by the least squares method, one assumes that the density probability function for age is a

gaussian expression of the time. This has generally no consequences when the di�erences

between ages are far greater than error bars. However, this assumption is generally wrong

and could be critical for comparison of close ages. For instance, the most probable value

for an age is not necessarily the central value of the probability density function. Indeed

the crater impact rate is not linear in time, as given by the equation in the Appendix A

and the density probability function is generally not a gaussian expression of the time.

One can argue that the crater impacts number is linear with the time for young ages

such as those at Cerberus. First, we intent to propose a statistical analysis which is not

restricted to young ages. Then the constant impact rate approximation for Hesperian

and Amazonian ages is also subject to debate as emphasized by Quantin (2004,2007).

Thus the time dependence should be modi�ed in the 3− 0Gy period with about a factor

of 3. Ages would be shifted as, for example, 10 My, would become, 30 My. This would

not change the relative ages from a location to another [Quantin, 2004,2007]. The better

understanding in the future of the role of secondary craters may also modify the present

impact rate equation. Finally, error bars might be larger than the age for very young

ages (for instance 5 My ± 10 My) which is meaningless. This situation should be taken

into account in the ages comparison. For all these reasons we use the general form of the

probability function as given in Tarantola and Valette [1982] :

P (t) = A.exp(n∑

i=0

−(N(Di)−N0(Di, t))2

σ2i

) (7.1)

where N(Di) is the crater count for the class Di, σi the associated error bar, and N0(Di, t)

the crater count given by the theoretical isochron. This expression means that the den-

sity of probability function is the gaussian form of the weighted residuals. Following the

Volume estimation of recent lava formations 103

notation of the equation given in the appendix, this expression takes the form of :

P (t) = A.e−lT Pl (7.2)

This expression is valid for t > 0 but the density probability function should be equal to

zero for negative ages (future ages). This is taken into account in the normalisation factor

given by :

A =1∫∞

0 e(−lT Pl).dt(7.3)

Then, comparing (cf. Fig. 7.2) two volcanic surfaces S1 and S2, the probability that

S1 is younger than S2 is given by :

P (S1 < S2) =∫ ∞

0[P1(t) ∗

∫ ∞

tP2(t

′).dt′].dt (7.4)

The probability P (S1 < S2) can be estimated for all pairs of dated surfaces. In order

to provide to the reader an element of comparison to the standard methods based on

errors bars, we estimate this probability for two surfaces separated by a given period of

time ∆t equal to half the sum of error bars. For this estimation, a Gaussian probability

is used to approximate the density probability of ages, and P (S1 < S2) is given by :

P (S1 < S2) =1

2σ1

√2π

∫ ∞

0[e− 1

2(

t−t1σ1

)2erf(

t− t2√πσ2

).dt] (7.5)

In this case, the value of P (S1 < S2) slightly depends on the ages of surfaces but, is

around 0.9 for ages below 3 Gy. This value is greater than the threshold value used for

separating the periods of volcanic activity (70%). The number of craters is approximated

by a linear function of time for the last 3 Gy. Thus, the probability density of surface

age is a symmetrical function for young ages as stated before. In that case, the use of age

uncertainties are still relevant. However the estimation of such probabilities is considered

more convenient to investigate the chronology of volcanic activity of Cerberus. Moreover,

such approach is essential to compare close ages when time dependence is non-linear,

especially for the surfaces older than 3 Gy. A recent study proposed that time dependence

should be modi�ed in the 3−0 Gy period [Quantin, 2004, 2007]. If non-linear dependence

is adopted in the near future, ages should be compared using this method for the full

range of martian ages.

7.2.3 Volume estimation of recent lava formations

The method developed here is aimed at estimating the volume of recent volcanic

formations. Two di�erent methods have been developed depending on the geometry of

the depressions �lled by volcanic material. When the lava �owed on a slope, the volume

104 Methodology

Fig. 7.2 � These graphs present the principle of the statistical method developped tocompare close young ages. Assuming that the crater count process follows a Gaussianprobability law, the density of probability to get the age t1 for the area E (b) is givenby PE(t1) = A.e−lT Pl for positive values of t1. The term A is a normalisation factor thattakes in account the fact that the integration of P between t1 = 0 and in�nity has tobe equal to one, and the term (lT Pl) is the sum of squares of residuals. In the case forwhich the surface E has an age t1 (b), the probability to get the surface E younger thanthe surface L is given by the integration of the density of probability PL between t1 andin�nity. Then we have to consider all the possible ages for the surface E (for example(a), (b), (c)), from t0 (a) to in�nity. The probability for all surfaces has been estimatedin one-to-one comparison. Then, the surfaces have been divided into several groups. Anew group is de�ned arbitrarily when the probability of the surface to olde than all theyounger ones is higher than 70%. The value of 70% empirically from di�erent attemptsusing di�erent threshold values between 60% and 90%. The approach suggests variationof the volcanic activity with time and several main volcanic episodes distributed for atleast the last 50 My.


deduced from the product between the height of the �ows at the lava fronts and the

total area covered by the lava on the slope. The second method applies to �ood lavas

in�lling large basins anticipated to be the largest contributors to the volumes of volcanic

material. The topography of the substratum (i.e., the surface of the depression in�lled

by volcanic material) is constrained by di�erent topographic measurements (cf. Fig. 7.3)

which are detailed below. Naturally, similar interpolation methods could be also applied

for the estimation of sediments volumes in�lling crater cavities, basins, or any forms

of depressions. Finally, the volume of material in�lling the main buried craters has been

calculated separately. Indeed, large craters generated depressions in the substratum which

are probably mostly �lled by volcanic material. The volume of volcanic material within

the craters and under the substratum model has to be added to the total volume. Despite

the fact that such old depressions might also be partially �lled by sediments, we argue

that the main material �lling them is lava (see section 4.3). Then, this volume can not

neglected.

7.2.3.1 Topographic constrains and interpolation methods for the large ba-

sins

A set of topographic points located on the basin's surface has been collected from the

1/128th degree/pixel MOLA grids. The minimum curvature algorithm [Franke, 1982] is

used to interpolate the surface of the basin named for convenience the substratum surface.

In order to constrain this surface, a set of points are collected at the contact between the

recent volcanic material the non-�lled part of the substratum. A second set of points are

collected few kilometers from this contact outside the basin. These points are used to

determine the local topographic gradient at the contact with the lava. The thickness of

the lava pile within the basin can be also constrained from the presence of large buried

craters. Apparent elevation of crater rims above the lave surface are measured from MOLA

topographic grids. Then the actual elevation of crater rims h above the substratum is

deduced from the crater diameter using average scaling laws for impact craters on Mars

[Garvin, 2003] :

h = 0.02 ∗D0.84 (7.6)

The di�erence between measured and actual elevation provides with a local estimation

of the thickness of the material t :

t = h− (hrim − hlava) (7.7)

where hrim represents the average elevation of the crater rim and hlava represents the

average elevation of the volcanic rocks in the region of the crater. The substratum elevation

106 Methodology

estimated at the crater center is derived from the thickness of volcanic material and the

average elevation of the in�lled depression :

hsubstratum = hlava − [h− (hrim − hlava)] (7.8)

The set of points at the contact, outside the contact and from the buried craters

are interpolated using the minimum curvature algorithm. The thickness of the lava �ows

and the total volumes of volcanic material are estimated from the di�erence between the

surfaces of the basin and the substratum (cf. Fig. 7.3).

7.2.3.2 Buried craters

The buried craters considered are complex craters, with a diameter > 15km and thus

have a �at �oor [Melosh, 1989]. In order to approximate the volume of lava �lling the

buried craters, their cavity has been assimilated to a truncated cone where H is the height

between the small base of radius (Rb) and the large base of radius (RB) (cf. Fig. 7.4) :

V =H

3(πR2

B + b + πRBRb) (7.9)

The height H corresponds here to the additional thickness of volcanic material in�lling

the buried between the model of the substratum surface de�ned from the �rst step and

the crater �oor. This thickness is estimated from the di�erence between the depth of the

crater �oor (Hcrat) and the rim height (hrim). These two quantitites are estimated from

the rim-tom-rim diameter of the crater from average laws for the Martian surface[Garvin,

2003] :

h = hcrat − hrim = 0.36D0.49 − 0.02D0.49 (7.10)

The crater �oor radius is approximated with Rb = 0.55 ∗ R and the average slope of

the rim is considered to be around 15o from observations on non-buried craters in the

area. The radius of the large base of the truncated cone writes as follows :

RB = Rb + h ∗ tan(75o) (7.11)

The volume expression of the additional material inside buried crater is :

V = π(R2bh + Rbh

2tan(75o)) + πh3

3tan2(75o) (7.12)


Fig. 7.3 � These graphs represent the methodology to estimate the volume of the Cerberusplains. (A) Two surfaces must be determined : the surface of the present lava �ows, andthe surface of the substratum (the base of the basin in�lled by the lava �ows). The �rstsurface is de�ned from the MOLA elevations over the lava unit. The substratum surface isconstrained using (i) the elevation data of the terrains surrounding the lava unit, (ii) theburied craters within the lava unit with the average relation between the diameter andthe crater rims [Garvin, 2003]. (B) Perspective view of the lava and substratum surfacesof the Cerberus lava plains. The volume of volcanic material in�lling the depression hasbeen deduced from the di�erence between the two surfaces.

108 Observation

Fig. 7.4 � Representation of the geometric parameters for the estimation of the volumeof volcanic materiel in�lling the buried craters at Cerberus. The volume of the cavity ofthe complex craters is approximated using a truncated cone.

7.3 Observation

7.3.1 Geological Map

The map provides a high-resolution mapping of geological units, but also a regio-

nal view of geological processes and the relationships between them. A synthesis of new

observations and new insights into the geologic history of the region resulting from the

achievement of this map are presented here, following an organization in four parts. The

�rst part is a description of the di�erent geological terrains of Cerberus represented on

the map and a localisation of the remarquable observations that are discussed in the other

parts. The second part concerns the volcanic features, the distribution of volcanic vents,

the diversity and distribution of style of volcanic eruptions and the lava emplacement

mode. This includes in particular the relationships between massive or chanellized lava

�ows emanating from fractures, and lava �ows emanating from central vents of small vol-

canic shields. With the large number of lava �ow ages derived on the Cerberus plains,

we attempt to de�ne the characteristic time scales of the Cerberus volcanic event. The

third part focuses on the water sources and water-transported sediments pathways. The

tectonic features and the relationships between volcanic and tectonic activity on Cerberus

are �nally presented.

7.3.2 Geology of Cerberus and typography

The document consists in the geologic map with the abstract of the paper as an

introduction at the top left, the map itself, and the legend at the bottom right. The

terrains composing the Cerberus plains have been represented on the map by di�erent

Geology of Cerberus and typography 109

colours. This classi�cation has been made from a study of each terrains surface and the

relationship of each terrain with the others.

The terrains corresponding to the lava �ows are ACo (Amazonia Cerberus old) in

orange and ACy (Amazonia Cerberus young) in pink. The most recent one, ACy consists

in recent lava �ows, incised in some places by �uvial events as shown by blue arrows.

The whole area is smoother and younger than the surrounding terrains and can be clearly

de�ned by its platy-ridged lava surfaces. Few contacts with ACo are uncertain as shown

by dotted lines. ACy area has been divided in 6 di�erent parts named in function of

their localisation for the volume calculation. The central part of the Cerberus lava plains

is the biggest and probably concentrates most of the lava sources. This area is centered

3oN/137oE, covers up to 11oN, down to 5oS and is limitated by a ridge (centered at

6oN/155.5oE) to the west and until 179oE to the east. This area is referred as the Main

Cerberus Basin (MCB) since the lavas in�ll a depression. The lava fronts and the lobes are

highlighted by red lines on the pink unit and the stratigraphic contacts are represented by

arrows along these lines. East of MBC are lava �ows in�lling Marte Valles until Amazonis

Planitia (APl in dark green) reaching 32oN/186oE and 25oN/199oE. This zone is referred

as Marte Valles (MV) lava �ows. West of MBC, behind the limitative ridge, are the lava

�ows from the Cerberus fossae fractures (10oN/158oE) partially in�lling Athabasca Vallis

(centred 8.5oN/155oE) and covering the slope along the ridge until 5oN/154oE. This terrain

is referred as the Athabasca Vallis (AV) lava �ows. These lava �ows rest in a vast area

on the east, up to 9oN/150oE to the north and 5oN/144.5oE to the west. It is limitated

by the AV area to the east and by the Medusae Fossae Formation (Aml in light green)

to the south between 4.5oN/148oE and 4.2oN/152.5oE. This area is named Athabasca

Basin (AB) is bounded by a topographic jump located 1.2oN/146.7oE. The Cerberus lava

�ows extend from this region to approximatly 4.5oN/140.5oE through a linear through

between the Medusae Fossae Formation and the Member 1 of Elysium formation (Ael1

in dark maroon). This part is referred as the Western Lava Path (WLP). Finally, the

lava �ows emplaced west of 140.5oE in�lling a topographic depression are referred as the

Western Lava Basin (WLB). In MCB and AV areas a total of 21 shield volcanoes have

been identi�ed and are an ubiquitous part of the source of these lavas. These edi�ces are

represented on the pink area by darker pink circles which cover the ground surface of each

edi�ce.

The main out�ows water sources are represented by blue circles. The water channels,

either overprinting the lava �ows or in�lled by lava �ows are represented by blue dotted

arrows. The expected source of the Marte Valles waters which carved the stream islands

and river beds lately in�lled by ACo and ACy lava �ows is represented by the black

dashed line centred 6oN/176.5oE. The highlands composed by knobs are represented in

light maroon under the label Hnu. Those terrains are erosional remnants and exposures of

the plateau sequence. The Tartarus Montes (centered 6oN/176.5oE) and the Hibes Montes

110 Observation

(centered 4.5oN/171oE and 3.5oN/172oE) belong to this unit. Some of these Noachian

knobs and hills remnants are frequently embayed by the Cerberus lavas.

The distinct Orcus Patera (Orc in �ashy green) centred 15oN/178.5oE within the Hnu

terrains is probably an elliptic crater originated from an impact with a low incidence angle.

The term Patera does not refer here to a volcanic �at edi�ce like Ulysse Patera. The �at

�oor of the depression show evidences of resurfacing and is cut by the Cerberus Fossae

Fractures. The Medusae Fossae formation (Aml in light green) has a surface smooth to

rough highly eroded. It is interpreted as lava �ows interbedded with pyroclastic rocks

and eolian deposits. The Member 1 Elysium formation (Ael1 in dark maroon) consists

in lobate volcanic plains forming deposits that radiate from Elysium Mons. These plains

overlie and embay Albor Tholus (19oN/150oE) and Hecates Tholus (not on the map).

The Hackly terrains (Ht in dark blue) have uncertain origin. It includes mesas and

yardangs that appear in hackly surface textures. The Aeolis Mensae, Member 3 Elysium

Formation (Ael3 in dark red) is located south of 0oN forming rugged relief. This volcanic

material has been extensively modi�ed by �uvial, eolian and periglacial processes. The

edges of the Cerberus Fossae fractures are outlines by dark lines, with tick marks going

down the walls (or dots where the width is not resolved). For more clarity when discussing

about the fractures, the northern segment of the fossae situated 15.6oN/162.7oE which

is the source of Grjota' Vallis, will be referred as the northern Cerberus Fossae (refer

to an application to the IAU). The compression ridges are symbolized by dark lines with

tickmarcks on both sides perpendicular to these elongated structures mostly oriented N-S.

The rims, �oor and ejectas of large craters mostly from Amazonian age are represented in

yellow. A shaded relief and topographic contours from MOLA DEM has been surperimpo-

sed to the map. Local o�sets between terrains boundaries and altimetric data result from

the di�erent resolutions between THEMIS and MOLA. This has been corrected as much

as possible, but residuals shifts are expected smaller than 500 meters. Pitted Cones (PC)

are indicated in whitish over the ACy unit (in Athabasca Vallis, at the contact between

the Medusae Fossae Formation and the WLP). The circles of pitted cones are located in

the southernmost part of AB, around 2oN/147oE.

7.3.3 Volcanism

Two main volcanic units have been recognized and correspond on the map to the

terrains noted ACy and ACo. The unit ACo has been already recognized and characterized

in the literature. This unit has an uncertain origin with no clear relationships with the

Cerberus volcanic event. The contact of the unit with the surrounding terrain has been

only roughly de�ned and the volcanic features within this unit has not been systematically

mapped. We have made one dating (> 500My) over this unit which is thus clearly older

than the ACy unit. It consists in volcanic materials as shown by the few lava fronts and

Volcanism 111

surfaces [Keszthelyi, 2002 ; 2004] emanating from the northern Cerberus Fossae at 15.6oN,

162.7oE. The surfaces have been eroded by water originated from the same system of

fractures. The terrains at the northern part of ACo between the Tartarus Montes knobs are

probably composed by volcanic material which have been resurfaced by �uvial and aeolian

activiy. The northern Cerberus Fossae network is in constant contact with these surfaces.

We identi�ed a new long and isolated lava �ow extending southward from the fractures

crosscutting the Elysium Mons �ank, and leaving the Tartarus Montes to its left before

reaching the Cerberus Fossae fractures. The lava �ow is crosscut by the �rst northern

fracture, but vanishes when reaching the southern fracture. It was propably a�ected by

erosional events associated to the Athabasca Vallis water �ow. Volcanic surfaces are visible

also in Marte Valles, on the edge of the river beds acting later as a channel for the ACy

lavas. The second main feature of the ACo unit has been already well documented [Burr,

2002a ; Plescia, 2003] . It is named Grjota' Vallis and cut through the Tartarus Montes

up to the northenmost part of ACy.

The unit ACy is the main target of our geological mapping and crater counts. The lava

�ows have been mapped from their front back to their vents where it was possible and two

di�erent kinds of lava vents were recognized over the plains : (1) the low shield volcanoes

and (2) the fractures. The fractures were supposed to be the main source of the volcanism

since the Viking era [Plescia, 1990, 1993] while the contribution of few low shield volcanoes

has been already discussed [Plescia, 2003 ; Sakimoto, 2003a ; 2003b ; Greeley and Guest,

1987 ; Scott and Tanaka, 1986]. A low shield volcano is de�ned as a large conical volcano

with shallowly-sloping sides coming from the eponymous 'Skjaldbreidur', in Iceland from

its resemblance to a warrior's shield. It is usually formed by the accumulation of low

viscosity lava emanation �rom a central source. This study reports a total of 22 low

shield volcanoes (Vlc.) all within the unit ACy, corresponding to 16 more than the most

recent report by Plescia [2003] and 10 more than Tanaka [2005]. 14 from the 16 show

clear evidence for their nature but our claim about the nature of two of these identi�ed

features (Vlc.J and Vlc.H ) could be subject to debate.

7.3.3.1 Shield volcanoes characteristics

The largest edi�ce reaches 100km in diameter and 100m in height (Vlc.D) correspon-

ding to an average slope of 0.11o. Numerous lava �ows forming the shield extend radially

from the summital vent. As an element of comparison, the Olympus Mons is 27 km high

and 550 km in diameter corresponding to slope ranging from 2.5o to 5o. The largest shield

volcano on Earth, the Mauna Loa is 9 km high and 120 km across with no slopes steeper

than 12o. Shield volcanoes with very low viscosity lava �ows can also be found in Iceland

as the Mount Skjaldbreidur which reaches 1 km in height with slopes from 1o to 9o at

the top. The geometric characteristics of these shield volcanoes are thus signi�cantly dif-

112 Observation

ferent from their terrestrial counterparts. Most of the summital vents are linear �ssures,

extending for few hundred of meters, more or less in the same direction than the system

of fractures, but a circular caldera is found at Vlc.B. All the 22 shield volcanoes identi�ed

are located within the ACy unit. This type of plain-style eruptions are not unique on

Mars and is also reported in Tempe Mareotis and Syria regions [Sakimoto, 2003a, 2003b].

Volcanoes distributed up to 6oN form parallel lines to the Cerberus Fossae fractures sys-

tem suggesting that regional stresses have controlled both the formation of the Cerberus

Fossae fractures and the mode of volcanic eruptions. Other volcanoes are sparsely found

in the lava plains south of the fractures down to 1oS (Vlc.A2 ). In most of the case, a

linear �ssure more or less buried is found at the summit of these volcanoes. The plains are

composed by massive �ows with an typical thickness of 20 m at the front. The presence

of numerous interbedded lava �ows makes di�cult to track them back to their vents. The

chronologic relationships between volcanoes and massive �ows has been studied when pos-

sible from the available data and are detailed in the following sections. The height of some

shield volcanoes cannot be determined with accuracy since these edi�ces are surrounded

by younger lava �ows. The heights and volumes given by Plescia [2003] for some of these

edi�ces should thus be considered as a lower limit.

7.3.3.2 Stratigraphic relationships between shield volcanoes and the lava

plain

We report here on the chronologic relationships between lava plains and shield volca-

noes with the objective to determine if shields were emplaced throughout all the period of

Cerberus plain activity, or if alternatively this mode of volcanism corresponds to a more

restricted period of time. We found that some shield volcanoes postdate the lava plains

while other are embayed within more recent lava �ows. For instance, the stratigraphic

study from visible images shows that the base of Vlc.A1 and Vlc.B are embayed by lava

�ows emanating from a distinct vent than the shield itself which stands like an island of ol-

der volcanic material emerging within the Cerberus lava plains. Conversely, the lava �ows

emanating from Vlc.A2 and Vlc.G covers the plain material evidencing that they are the

most recent volcanic activity of their respective areas. The Fig. 7.5 illustrates these two

kinds of situation with Vlc.A1 embayed within the lava �ows coming from the west, and

Vlc.A2 which emplaced on the same lava plains. From relative dating we found Vlc.A2 as

the younger unit, Vlc.A1 as the oldest one, while the lava plains are intermediate in age.

As shown by the surface ages (cf. Fig. 7.5) the crater counting method nicely con�rms

the stratigraphic study, with 7.3± 1.1 My for Vlc.A1 and 50± 2.6 My for Vlc.A2.

Volcanism 113

Fig. 7.5 � Example of relative and absolute chronology between the volcano shields 'A1'(Vlc. A1 ) and 'A2' (Vlc. A2 ). The shield volcanoes are on the units composing the recentCerberus lava (ACy) and in particular in MCB and AV zones. The context area is shownwith a zoom extracted from the geologic map (a) and from the THEMIS IR DAY mosaic(b). The white square is the footpring of the corresponding portion of the THEMIS-VISframe V16371001. The illumination on this image comes from the southwest. This imageevidences that the lava �ow of the plains postdates the shield volcano 'A1'. However,relative stratigraphy was used to determine in the same manner that the shield volcano'A2' is the youngest that the lave. The chronology Age of 'A1' > Age of lave surroudingthe volcanoes > Age of 'A2' is con�rmed by the crater counting methods on the two shieldvolcanoes. (Sa=surface ages).

114 Observation

7.3.3.3 Stratigraphic relationships for massive lava �ows

The massive lava �ows are found in AV, MCB and MV zones. Their thicknesses reach

a few tens of meters from MOLA DEM, typically 20 m, and their vents cannot be tracked

back with precision. An exemple of massive lava �ow is shown in the Fig. 7.6. The study

of the overlapping lavas in MCB is still incomplete and typical �ows are smaller than the

massive �ows. The presence of interbedded lava �ows implies very complex stratigraphic

interpretation as shown in the Fig. 7.7. Locally, small and younger lava �ows can be found

at the vicinity of older massive lava �ows, circomventing them as obstacles 7.7. The �rst

order interpretation from a shaded relief map would have led to consider that the massive

�ows are younger than these lavas since they are topographically higher. Careful exa-

mination of high-resolution images is generally required to produce convincing evidence

concerning the chronologic sequence. This is in particular due to the complexity of po-

tential �ow rate and rheologic changes in the magma source leading to strong variations

in the morphologies of lava �ows.

7.3.3.4 Ages over the plains

Crater counting on 190 images for a total of 15700 craters over the unit ACy was

achieved in order to infer the volcanic history within this unit. Ages ranging from 1.98

My to 261 My were found. Di�erent zones were targeted, according to the geological

mapping is an attempt to de�ne several of the volcanic episodes. The material in WLB

area has surfaces with ages of 2.81 ± 0.5 My ; WLP surfaces are 2.5 ± 0.1 My old and

AB surfaces are 2.5± 0.1 My old. MV has been divided into three areas of investigation.

A proximate part located from 6oN to 10oN is found 24 ± 1.6 My old. An intermediate

part located from 10oN to 20oN has an age of 14.6 ± 0.8 My. The distal part located

up to 20oN is dated at 12 ± 1.2 My. In MCB, individual volcanoes were dated when

data are available, and the lava plain surface was sampled in order to understand their

relationships. Derived ages are various, ranging from 1.98 ± 0.34 My to 149 ± 21 for the

lava plains, and from 4.2±0.2 My to 261±21 for the volcanoes. Craters larger than 3 km

in diameter within AB, were counted from THEMIS IR-DAY mosaic. The count includes

only the craters which are contourned by the lavas. These craters are embayed by the

lava �ows which buried the ejecta while craters of the same sizes outside the basin have

a clear ejecta layer. However, the lava �ow did not �ll the cavities of these craters. The

count of all these craters within the Athabasca Basin give an age of 0.9 ± 0.08Gy. The

surfaces on the Elysium �ank north of the basin, from the same mosaic on the same crater

size population and from smaller crater size on THEMIS VIS, range in ages between 2Gy

and 3Gy. The ages are illustrated on the map by crossed colour circles that represent the

pictures taken in the direct vicinity used for the age dating.

Volcanism 115

Fig. 7.6 � Example of relative and absolute chronology between massive lava �ows. Thecontext area is shown with a blowup from the geologic map (a) and the THEMIS IR DAYmosaic (b). The white square is the footprint of the portion (c) of THEMIS V18741023(illumination from west) showing a massive lava front �owing from the North. The relativestratigraphy suggests that the northern lava lobe is younger than the substratum. Thisstatement is true in the area shown in (c) at the vicinity of the lava front, but it isin contradiction with the crater counting ages which suggest the opposite in the areamarked by the circle labeled 2 in (a). This apparent contradiction was �nally solved fromthe careful examination of high-resolution images. A younger and smaller lava �ow thanthe northern lobe was actually emplaced at the front of the northern lobe as suggested bythe dark red lavas boundaries of the map (a). This example illustrates how a combinedexamination of relative stratigraphy and absolute dating is essential to determine thevolcanic history at Cerberus.

116 Observation

Fig. 7.7 � Stratigraphic relationships between two lava �ows. The lava �ow labeled 'A'has is at higher elevation (∼ 10m) and a di�erent surface texture than the lava �owlabeled 'B'. The black arrows show the contact line between the two lava �ows. A �rstorder stratigraphic analyze from altimetry could interpret the lava 'B' as the substratumover which the lava 'A' would have �owed, postdating the lava 'B' emplacement. Thisinterpretation would be wrong because the lava 'A' is actually the oldest. The lava 'B',has a smaller morphology, This suggests that 'A' and 'B' have a di�erent rheology. Thefolds on the surface of the lava 'B' indicated by the white arrows are related to the lava'A' topography. Thus, B �owed after the emplacement of the lava 'A' circumventing theedges of the lava 'A'. The image is a portion of the THEMIS V19852008 (illuminationfrom west), and footprint is shown in Figure 7.8.

Volcanism and Water 117

7.3.3.5 Ages statistics

Statistics were used to compare all the ages one-to-one, and to check the accuracy

of each dating. We arbitrary de�ne a con�dence threshold of 70% to group the ages in

episodes of activity. It means that when one surface has a probability higher than 70%

to be older than another one, it is considered to belong to another volcanic episode.

The ages of surfaces within one volcanic episode have one-to-one probabilities which are

always between 70% and 50%. For example, the probability to get WLP younger than AB

is equal to 52% and the probability to get WLB younger than WLP is equal 58%. They

are grouped as one episode of activity extending from the age of the older WLP zone to

the age of the younger AB zone. From this de�nition, 9 di�erent episodes of activity has

been de�ned over the Cerberus plains. No geographic evolution of the volcanic vents can

be reported with the time. Surprisingly, we �nd that the volcanic activity likely remained

distributed over the entire region for the last 200 My with no systematic displacement

from one region to another. The episodes are represented on the map by colours in the

crossed circles, and regrouped along a timescale of volcanic episodes where are illustrated

the length of each episodes.

7.3.4 Volcanism and Water

On the Cerberus plains, water and lava probably �owed at the same time, and clues

of interactions are common. The northern Cerberus Fossae are associated with the main

catastrophic water release of the unit ACo that created Grjota' Vallis in the Tartarus

Montes. The study of the images over the unit ACo indicates connections between Grjota'

Vallis and Rahway vallis cutting through the Hnu knobs. Rahway vallis has also river-

beds at the south originating from the Cerberus Fossae fractures. However the numerous

fractures of the northern Cerberus Fossae system seem to have also released both water

and volcanic material in several locations. From the observation of erosionnal features the

pathways used by water�ow southward which have the form of riverbeds crosscutting the

Tartarus Montes are reported on the map. The unit ACy is also a�ected by catastrophic

water release as described by studies focusing at Athabasca Vallis and Marte Valles [Ber-

man, 2002, Burr, 2002b, Plescia, 2003]. In addition, our map points out that the younger

surfaces of this unit experienced a more complex interaction between water and volcanic

material, as shown by the following example of water source associations.

7.3.4.1 Water sources associated with a ridge

Located at 7.7oN/157.6oE, a group of a few kilometers long sub-parallel fractures

appears on the Hnu ridge that separates the Athabasca Vallis zone (AV) from the Main

Cerberus Basin zone (MCB) (cf. Fig. 7.8). The height of the ridge at the level of the

118 Observation

fractures is 55 m and 140 m over respectively the western and the eastern plains. The

ridge stands over the plains and has been circumvented by the lavas �owing either in

AV and MCB. The fractures are parallel to those belonging to the Cerberus Fossae and

the northern Cerberus Fossae systems. River beds are running north and south along the

slopes of the ridge, from all the fractures, showing that the fractures are located at the

top of the ridge. The rivers postdate the lava �ows as they erode them.

Fig. 7.8 � Example of water release associated with fractures on a ridge. The contextarea is shown with a zoom from the geologic map (a) and THEMIS IR DAY mosaic (b).The white square is the footprint of a portion (c) of THEMIS V10929009 (illuminationfrom northwest) showing 4 fractures on a ridge as sources of water. Water beds are clearlyvisibles from the fractures, drawing �uvial patterns north and south on the slopes of theridge. The fractures are subparallel to the Cerberus Fossae fracture system. The ridge,part of the old terrains 'Hnu' (brown on the map), is surrounded by the young 'ACy' lava�ows (purple on the map).

Volcanism and Tectonics 119

7.3.4.2 Water source associated with Fractures

Located at 9.1oN and 160.2oE, a fracture from the Cerberus Fossae system exhibits

deep water erosion patterns on the unit ACy (cf. Fig. 7.9). The study of the drop islands

and waterbeds indicates that the fracture is the source of the catastrophic water release.

No lava �ows associated to this fracture can be found. The water release is probably the

most recent event in this area.

7.3.4.3 Water sources associated with volcanoes

Some of the volcanoes show water channel on their slopes. The sources of water are

mainly the summital �ssures as shown by the Fig. 7.10 but they can also be found along

their slopes, or in the vicinity of the volcanic edi�ce (Vlc. A2 or Vlc. B). The riverbeds

can be tracked for short distances around the sources and then vanish. When originated

from the eruptive �ssures, karst-like structures are often visible around the �ssure, and

the water channels are intermingled with the lava �ows. When located in the vicinity of

the volcano, the source of water appears as a collapsed feature ahead of the water channel.

7.3.5 Volcanism and Tectonics

7.3.5.1 Fractures and volcanoes relationship

The analyze of the fractures over the map shows a sub-parallel organisation oriented

100oN that tends to 120oN on Elysium �ank. The fractures are visible on the terrains

ACy, ACo, Hnu, Orc and Ael1. They have thus a�ected all these terrains. The compression

ridges are perpendicular to these fractures but a�ect di�erent terrains : Hnu, Orc, Aml

Ael1 and Ael3. These observations considered together with volcanism, two main fractures

system can be identi�ed : the system located at the north of the latitude 12oN with the

northern Cerberus Fossae associated with the terrain ACo and the system south of this

latitude with the 'Cerberus Fossae' associated with the terrain ACy. Over most of the

'Cerberus Fossae' system, the fractures crosscut the ACy lava �ows with sharp edges and

thus no evidence of being recently sources of water or lava. The linear �ssural vents at the

top of volcanic edi�ces present the same orientation than the main fracture systems. In the

Figure 7.10 (c1), the fractures �lled by lavas and the lava �ows crosscut by some fractures

illustrate the close relationships between fracturing and volcanism and the complexity of

their chronology. Most of the sources associated with water or lava are oriented in the

same direction as the Cerberus fossae fracture system. Eruptive �ssures are found on the

summit of low shields and the network of small fractures releasing water on the ridge

between AV and MCB.

120 Observation

Fig. 7.9 � Example of water release associated with fractures within the lava plains. Thecontext area is shown with a zoom from the geologic map (a) and THEMIS IR DAYmosaic (b). The white square is the footprint of a portion (c) of THEMIS V13637006(illumination from west) showing a part of the Cerberus Fossae fractures as sources ofwater. Several water erosion features are reported in this area. The stream lines and tear-drop islands left in the volcanic material suggest that the catastrophic water release fromthis fracture was the last resurfacing event in this area.

Volcanism and Tectonics 121

Fig. 7.10 � Example of water release associated with a shield volcano and relations bet-ween shield volcanoes and fractures. The context area is shown with a blowup from thegeological map (a) and THEMIS IR DAY mosaic (b). The small white square is thefootprint of a portion (c) of THEMIS V16707052 (illumination from west) showing theeruptive �ssure of the volcanoe 'C' (Vlc. C ) as sources of water. The large white squareshows the area represented in (c1). (c1) is a geological sketchmap from a MOSAIC ofTHEMIS visible images. Individual lava �ows are often emanating from a linear �ssureoccurring at the top of the volcanic shield (A). The most recent individual lava �ows wererecognized and traced back to the vent. They roughly �ow along the present topographicgradients of the edi�ce. Some of these lava �ows crosscut the large fracture or collapsedfeature at the south of this region (B) showing that the volcanic activity post-dated theformation of this object. Some ancient fractures or collapsed terrain are found north ofthe volcanic vent A and are noted C and D on the �gure. These depressions have beenlikely �lled by the volcanic material emanating from the vent. The presence of fresh frac-tures postdating the last volcanic activity and of �lled fractures predating this activity, inaddition to the lava emanating from one recent �ssure at the top of a low volcanic shieldillustrate the close relationships between fracturing and volcanism in the Cerberus region.

122 Observation

7.3.6 Volumes of volcanic material.

The volume of volcanic material estimations for the 6 distinct zones (Western Lava

Basin or WLB, Western Lava Path or WLP, Athabasca Basin or AB, Athabasca Vallis or

AV, Main Cerberus Basin or MCB and Marte Valles or MV) are listed in Table1.

Area (km2) Volume (km3) Mean Thickness (m)BASE AB MCB AB MCB AB MCB15 126 324 840 833 4 829 120 113 38 14220 126 032 840 601 3 498 87 407 28 10425 124 984 834 446 1 797 94 241 14 11330 125 111 832 373 2 120 97 940 17 117

Tab. 7.1 � List of the areas, volume and average depth of material �lling the AthabascaBasin (AB) and the Main Cerberus Basin (MCB). The results are given for various base(15, 20, 25, 30) which represents the distance in kilometers between two data points whencomputing the minimum curvature plane. The MCB's volumes have been computed withthe buried craters which give a substratum depth constrain within the basin. Solutionswithout the buried craters give less stable results, as shown by the AB's values where noburied craters could be used. The minimum estimations of average thickness of materialare 100 m and 14 m and the minimum volumes range 9.104 km3 and 2.103 km3 for theMCB and AB respectively.

7.3.6.1 Volumes for AB and MCB

The volumes of AB and MCB are computed with a di�erent base length (de�ned as

the distance between two consecutive points constraining the susbtratum surface) and the

results are listed in Table1. Topographic measurements on Elysium �ank and Medusae

Fossae Formation were used to constrain the substratum elevation under AB. Thus the

computed volume has a surface de�ned by the unit ACy. On the MCB, the unit ACo

corresponds to an older volcanic activity in comparison to the Cerberus plains, but its

topographic limit with the units ACy is barely visible on topographic data. Thus the

substratum for the MCB is constrained with data points over the units Hnu, ACo, Ht,

Aml, Ael3 and Ael1. This de�nition implies that the volume calculated within the MCB

is composed by the lavas from ACy but also probably from ACo (cf. Fig. 7.11). The

volume of lava within MV and AV zones has been approximated using the product of

the lava �ows area and their thickness estimated at the lava front (cf. Table3). In MV,

the lava front thickness varies between 20 and 40 meters as con�rmed by the literature

[Berman, 2002, lanagan, 2004], and the total area from the MCB's limits at the south of

Orcus Patera to Amazonis planitia covers 3.6×105 km2. Few lava fronts are available in

AV zone, with �ow heights up to 20 meters. Compared to the surrounding Elysium's �ank

slope, AV zone has an area of 4.5×104 m2. It corresponds to a shallow depression with

lavas �owing and feeding AB through up to 100 m deep eroded water channels [Burr,

Volumes of volcanic material. 123

2002a ; 2002b]. It is thus impossible to determine the thickness of the lava from the plane

representing the Elysium �ank and the elevation of the lava �ow surface. Since the lavas

are �uid they are not supposed to accumulate on the relatively steep Elysium �ank before

�lling AB. Their thickness is not expected to be larger than 20 m.

Fig. 7.11 � Result of substratum elevation and lava thickness on the MCB computedwith a base of 20 km. The thick black lines outlines the limits of the basin whithin whichthe substratum surface is estimated. The data points used to compute the substratumsurface are shown with a dotted line running along the outer part of the basin limit. Theburied craters used to constrain the substratum surface within the basin are symbolizedby black crosses on the basin. For this example the derived volume is 9.104 km3 and theaverage thickness is 104 m (cf. Table1).

7.3.6.2 Total volumes for WLB and WLP

The entire area including both WLB and WLP zones is 2.1×104 km2. MOLA pro�les

over WLB indicate very shallow topographic variations. No lava fronts are visible to

constrain the lava �ow thickness. The lava �ow thickness in WLB is thus supposed to

be shallower higher than 10 meters. Then, the depth of the depression �lled by the lava

in WLP can be estimated with another depression (147.8oE / 0.2oS) to the south east

which probably belongs to the same structural grabben.This depression is not �lled by

the lavas and provides with an estimate of the elevation of the substratum in the graben.

The di�erence of altitudes between that low point and the surface of WLP is 100m. The

lava thickness should be 100 m in WLP at the junction with AB and slowly decreases

until WLB where the thickness is no more than 10 m. Thus, averaging for the whole zone

of WLP and WLB, the lava thickness is about 50m.

124 Observation

7.3.6.3 Other contributions and conclusion on the volumes

The volume of lava within major cavities is listed in the Table2. As shown on Table3,

the contribution of large craters seen as lava ponds reaches 23.7% of the total volume.

The calculations suggest a total volume of volcanic material produced at Cerberus from

1.3×105 km3 to a maximum of 1.7×105 km3. The percentages of the contribution for each

area are listed for each zones in the Table3. The minimum in percentage is calculated

for each zone considering the minimum estimate of the volume for the zone divided by

the maximum possible volumes for all the other zones. The maximum for each zone

is calculated considering the maximum for this zone divided by the minimum possible

volumes for all the other zones. Thus the minimum and maximum represent the lower and

upper bounds for the relative contribution of each zone to the total volume of lavas. The

results suggest that MCB and MV are the main contributors, representing respectively

65.6% and 7.2% of the total amout of volcanic material. The estimates also show the

relative importance of the buried craters contribution estimated to be no less than 23.7%.

Most of these craters are located on the MCB zone which makes the total contribution

of MCB zone equal to 90%. AB would be 2.2%, and AV, WLB and WLP taken together

would only represent less than 1.5% of the total volume. Note that the main uncertainties

to constrain the volume are the thicknesses of the lava �ows in WLB, WLP and AV.

Even if we consider a factor of two or three in the thickness estimates, this should have a

negligible impact on the total volume estimate, given the extent of these zones.

Latitude(oN) Longitude(oE) Diameter(km) Volume (km3)Main Cerberus Basin

10.3 171 134 152619.5 172.7 97 75843 164.5 81 514010 177.7 56 23288.5 164.3 41 120010 163.6 40 11407.3 161.5 34 8105.6 163.5 28 5404.8 173.3 21 2988 168 18 217

Marte Valles27 191 50 1828

TOTAL 36346

Tab. 7.2 � Buried craters coordinates and diameters. The volume re�ects the volume oflava that �ll the cavity of the crater under the substratum plan that has been computed.The study of the non-buried craters with same dimension at their vicinity indicates thatthey are not �lled with sediments and that the crater depth can be > 1km. This spacehas been �lled by lavas in the Cerberus plains and the consequent volumes have to beconsidered to the other volumes.

Volumes of volcanic material. 125

Area(km

2)

MeanThickness(m

)Volume(km

3)

Volume(%

)ZONE

min

max

min

mean

max

min

mean

max

AB

125000

14

38

1797

3313

4829

1.02

2.2

3.5

MCB

840000

104

142

87407

103760

120113

60.27

65.6

71.73

MV

361982

20

40

7239

10859

14479

4.24

7.2

10.19

Buried

Craters

--

--

36346

-20.45

23.7

26.97

WLB+WLP

21038

50

-1051

-0.59

0.7

0.78

AV

45216

20

-904

-0.50

0.6

0.67

TOTAL

1393236

--

134744

156233

177722

-100

-

Tab.7.3�Areas,thicknessandvolumeof

thedi�erentzonescomposingtheCerberus

lava

plains

:Western

LavaBasin(W

LB),

Western

LavaPath(W

LP),Athabasca

Basin

(AB),Athabasca

Vallis

(AV),MainCerberus

Basin

(MCB)andMarte

Valles(M

V).

The

'buriedcraters'refers

tothecavity

underthesubstratum

plan

ofmajor

craters(D

>18

km)that

are�lledwithlavas.The

calculations

give

atotalvolumeof

lava

produced

from

theso-calledCerberus

plains

from

1.3×

105km

3to

amaximum

of1.7×

105

km3.The

volumein

percentageisrelative

tothevolumeof

thewholeun

itof

lava

erup

tedon

theCerberus

area.

126 Discussion

7.4 Discussion

7.4.1 Volcanism

The Cerberus lava plains consists in two volcanic units : ACy and ACo. The unit

ACo has been exposed for a longer time with an average age probably older than 500

My as indicated by our crater count carried out on the surface of giant buried craters

southwest of Orcus Patera. This result is consistent with the higher apparent dust cover,

and the higher degree of degradation of the lava textures in comparison to the unit ACy.

The northern Cerberus Fossae network is in constant contact with these surfaces. This

suggests a relationship between the two volcanic units but this remains to be demonstrated

from further investigations on the volcanic history of ACy. The ages study focused on the

younger unit ACy with surface ages ranging from 1.98 My to 261 My were found. Surface

ages on the western units including WLB, WLP and AB are similar and all around 2.5 My

suggesting a contemporaneous formation and probably during an active volcanic stage of

the Cerberus Fossae and the shield volcanoes in the vicinity. Previous studies from Viking

imagery on large craters in the area of Athabasca basin give ages as old as 144My [Plescia,

1993 ; 2003]. These ages are likely to be over-estimated since an important fraction of the

counted craters seems to be embayed by the lavas [Berman, 2002 ; Hartmann, 2000].

Additionally, we found that the counts of all the large craters embayed by the most recent

lavas on the basin suggest that they are impacted on a surface with an age of 0.9 Gy.

The Elysium volcano slopes north of the basin are dated around 2 Gy with the same

crater size population. If the substratum of the Athabasca Basin is expected to be a

continuation of the Elysium �anks, as suggested by the geographic setting of the basin, it

should indicate an age of 2 Gy. Thus the ages of 0.9 Gy found in the present study could

be explained by an intermediate layer covering the substratum within the basin. This

layer would have been exposed for almost of 0.9 Gy and then covered by lavas �owing in

the basin. However, it is not certain that all the large craters of the substratum would

emerged above the lava as embayed craters. Some of them could have eroded or buried by

locally thicker amount of lava. This, in addition to the uncertainties on the counts could

induce an underestimation of the age of the substratum beeing, in consistency with the

Elysium �ank, about 2 Gy old.

From the study of these crater rims [Garvin, 2003], the craters impacted a surface lying

originally between 26 m and 53 m below the present surface. From our volume computation

(cf. Table1), it appears that the mean thickness of AB is slightly less, between 14 m and

38 m. This thickness is consistent with the hypothesis that embayed craters impacted

the basement of the basin and not an intermediate volcanic event. Finally, the activity

in the western part of the Cerberus plains and in Athabasca basin between is most likely

bounded by an age of about 2 Gy. The ages found on the main Cerberus basin MCB,

Volcanism 127

between 261 My and 2 My are consistent with the previous surface dating suggesting

ages ranging from less than 10 My to 100 My for the youngest lava �ows [Berman, 2002 ;

Hartmann, 2000 ; Burr, 2002 ; Werner, 2003]. The sampling of the surfaces was made over

all the MBC area in order to have a global knowledge of the ages distribution on the

surface of the basin. Since the oldest surface is a 261 My old volcano the unit ACy is at

least 261 My old. Actually it is probable that older surfaces belonging to this unit are

covered by younger �ows, as suggested by the complex interbedded lava �ows over the

area.

Marte Valles (MV) obviously experienced more than one volcanic �ow event as pre-

viously noted [Berman, 2002 ; Burr, 2002a]. A �rst �ow of lavas from the unit ACo was

carved by a water �ow and the consequent �uvial channels were �lled by the lava unit

ACy. Ages in MV are young at the distal part (12±1.2 My) and intermediate in the middle

part 14.6±0.8 My, and �nally relatively older surfaces in the proximal part 24±1.6 My.

This result seems inconsistent since older ages would be expected at the distal part, and

younger ages next to the source. This might be the direct consequence of the high number

of secondary craters in the main Cerberus plains [Werner, 2006]. The crater Zunil has

been found to have impacted recently on the lava plains and consequently, to have crea-

ted a large quantity of secondaries which would contribute to increase the estimations of

the surface ages [McEwen, 2005]. The distal part should be less subject to this seconda-

ries contamination than the proximal part due to their preferential locations in Amazonis

Plantia. In that case, non-contaminated ages of MV would be 12±1.2 My. The ages in

the proximal part are expected to be younger because some lavas �owed from MCB until

the intermediate part without reaching the distal part [Berman, 2002]. In conclusion, the

error induced by the secondaries is at least a factor 2 in this area, and the youngest lavas

in MV are supposed to be 12±1.2 My old. These results are in good agreement with pre-

vious ages suggesting an emplacement of super�cial lavas less than 10 My ago [Lanagan,

2004 ; Hartmann, 2000]. One of the di�erences between the volcanic organisation of the

units ACo and ACy is the presence of low shield volcanoes on the unit ACy. These low

shield volcanoes are found between 1oS to 9oN and 156oE to 171oE on MCB and AV. This

area probably also corresponds to the expected location of their sources, as indicated from

the stratigraphic analysis. The broad lava fronts of the plains, considering their dimen-

sions oversizing any of the low shield volcanoes were probably erupted from hundreds

kilometer long �ssures where now extends the Cerberus Fractures. The chronology of the

shield volcanoes and the lava plains indicate that these di�erent events are interbedded.

Volcanoes ages range from 261 My to 4.2 My while the lava plains ages extends from 149

My to 1.9 My. The two types of volcanic events do not represent an evolution. There is

also an homogeneous distribution of the volcanic plains and edi�ces along the time scale.

The issue concerning the coexistence of these two di�erent volcanic eruption types will be

addressed in the section 7.4.2.

128 Discussion

7.4.2 Fractures

The fractures are a network of almost thousand kilometers en-echelon �ssures, and

are supposed to be sources for both water-rich �ow and volcanic material [Berman, 2002 ;

Burr, 2002a ; Plescia, 2003 ; Head, 2003]. The fractures systems are perpendicular to

the compression ridges as already noticed [Lanagan, 2004], and the compression ridges

are circumferencial to Elysium rise. These fractures are also associated with the radial

elements of the Tharsis tectonic province [Hall, 1986 ; Plescia, 2001]. The edge of the

fossae has a very fresh appearance with wall collapse, suggesting that the last event

is tectonic [Plescia, 2003, Berman, 2002]. The fractures crosscut most of the terrains

including the recent volcanic units. Eroded grabens oriented in the same directons are

also found within the Tartarus Montes only. These observations evidence that the state

of stress responsible for the fractures acted for a long period of time and until very

recently. The formation of compressional ridges and perpendical fractures are consistent

with two following conditions : (1) a state of stress with the less compressive stress (σ3)

perpendicular to the fractures, and aligned with the compression ridges (2) the injection of

�uid, both magma and water, which is reponsible for the opening of fractures by hydraulic

fracturation in the state of stress. Indeed, dykes have been suggested in the axis of some

fractures [Head, 2003]. This implies that the extensive stresses are not required for the

formation of the Cerberus Fossae. The compression ridges do not a�ect the units ACo

and ACy while the fractures do. This might be explained by a change of the state of stress

(weakening of the most compressive stress σ1) before the emplacement of the lava �ow

probably between 2 Gy and the age of the ACo (>500 My). Alternatively, the stressed

could have remain constant and the ridges which have a�ected the lava unit are now

covered by more recent lava �ows. Moreover the organisation of the fractures network

acting like a conduit for water and lava presents also some original features like the few

hundred meters subparallel fractures found on the top of the Hnu ridge between AV and

MCB. The fact that they do not crosscut the lavas at the vicinity implies (1) either that

they had been emplaced before the settlement of the lavas, or (2) that the terrains Hnu

are more easily fractured than the lavas.

7.4.3 Chronology of �uvial events and distribution of water in

the crust

The chronology of volcanic and �uvial events on the western part, including Athabasca

Vallis, AB, WLP, and WLB is a key question. We present �rst our conclusion thanks to

the discovering of a new small vallis between AB, and WLP. The pitted cones found in the

area are consequently interpreted as an explosive phenomenon, at the exclusion of pingos.

The second part of this section focuses on the association of water release and volcanic

Chronology of �uvial events and distribution of water in the crust 129

events and the other parts of Cerberus plains and its consequences for the distribution of

the water in the crust.

7.4.3.1 Chronology of �uvial and volcanic events at Athabasca

.

Water �oods in Athabasca Vallis (AV) were dated between 1.7 Gy and 144 My by

Plescia [2003] from counts on large craters, around 2 to 8 My by Burr [2002], and around

1.6 Gy by Werner [2003]. These discrepancies motivate further work. The crater counts

reported in this paper were done on the lavas. So the �uvial event in AV can not be

constrained precisely. Since the �uvial event occurred on Cerberus lavas, and was a�ected

by a 2.5 My olds lava �ow, the water realease can be bounded with con�dence between <2

Gy and >2.5 My. However, pieces of evidence of �uvial erosion non covered by lava have

been found in the western part of AB. A new �uvial valley (1.5oN 146.8oE, 50 km long,

<25 m deep, slope <0.01o) has been discovered at the contact between AB and WLP,

uncovered by lava �ows. Since the tracks of water �ow disappears ahead of the valley, the

source of water was not found, and Athabasca Vallis appears as the most likely one. The

waters from Athabasca Vallis are supposed to have formed a paleaolake in AB [Lanagan,

2004 ; Murray, 2005 ; Kossacki, 2006] , and to be a small contribution to MCB via the

spillway (155oE 4oN) cutting through the middle ridge [Plescia, 2003 ; Lanagan, 2004].

These observations and the extremely low slope of AB could explain the formation of a

smaller valley at the southwestern-most part of the basin, far from the source. However,

this valley is uncovered by the lavas. Considering the Athabasca Vallis as the source of

water carving the small valley, the last lavas �lling Athabasca Vallis and the spillway

did not reach the southwestern part of the AB, at the vicinity of WLP. This implies two

important facts : (1) A lava front belonging to the last volcanic stage from Athabasca

vallis exists within AB. Nevertheless, it can not be observed with the available data ; (2)

The last resurfacing event in the southern part of AB, in WLP and in WLB is �uvial. The

crater counts suggest the same surface ages for AB, WLP and WLB which implies that

the volcanic event dated in AB, and the �uvial event dated in WLP and WLB occured

contemporaneously, around 2.5 My. Thus this would suggest a release of the water in

Athabasca Vallis around 2.5 My, immediately followed by lava �ows in agreement with

Burr [2002].

7.4.3.2 Pitted cones

These conclusions have important consequences for the origin of the pitted cones ob-

served on plains having experienced water and lava �ows as mentionned on the geological

map. Martian cones are now well described [Farrand, 2005 ; Greeley, 2001], and in particu-

lar in the Cerberus plains [Lanagan, 2004 ; Lanagan, 2001 ; Burr, 2005]. The distribution

130 Discussion

of the pitted cones found up and down the �uvial valley between the southern part of AB

and WLP suggests that their formation was strongly in�uenced by the underlying buried

craters (cf. Fig. 7.12). Their morphology do not correspond to the pingos which moreover

are often associated with polygones [Seibert, 2001] and other periglacial morphologies.

However, the organization in circle is also not in favor of the rootless cones origin, even

if the presence of ejectas on one side of a pitted cone suggests an explosive processus of

formation. Finally, the fact that these pitted cones emplaced on the surface of the ero-

ded channel without being eroded themselves (see also THEMIS V12065011) suggests a

formation posterior to the volcanic and �uvial activity. In conclusion, these pitted cones

are not pingos and they are not either directly related to the emplacement lavas. Their

distribution is controlled by heterogeneities in the ground. They formed after the �uvial

vent and are thus younger than 2.5 My. The nature of these features remain enigmatic.

7.4.3.3 Water sources

MV age is bounded by the ages of the two volcanic units ACo and ACy of 500 My

and 10 My old. The source of the water is discussed in details by Burr [2002a] and

Plescia [2003]. The northwesternmost and southeasternmost parts of Cerberus Fossae

are respectively the source of Athabasca Vallis, and MV. The source of MV is presently

under younger lavas. The contribution of the Athabasca �uvial to the formation of MV is

probably negligible considering to the size of the spillway Lanagan [2004]. With Grjota'

Vallis and Rahway vallis, MV and AV are the four main �uvial events described in the

literature. The rate of water release, and probably the depth of the aquifer were probably

lower in the case of Rahway Vallis, as suggested by its less developped morphology. These

four �uvial sources can be more or less certainly associated with a later volcanic activity.

Evidences has been made for AV and Grjota' Vallis. The association is less certain for MV

and Rahway Vallis which are covered by lavas. However, there is no evidence that the lavas

originate from the same source point as the water. An important source of water release is

found on the lava surface 9oN 160.5oE (see Fig. 7.8) without any association with a later

volcanic activity. This water release has is small in comparison of the 4 others because it

did not carved a major �uvial channel. Nevertheless, the erosion of the Hnu terrains at

the vicinity indicates a consequent release of water (cf. THEMIS images V13637006 and

V13612013). Evidence of smaller �uvial erosion features are visible all over the lava plains

which are not always associated with a main catastrophic �oods. The fact that most of the

volcanoes are associated with small but visible water �ows, on their summit, or at their

vicinity suggests that the water was present everywhere in the subsurface of the lava plains.

If the water has erupted during the formation of the volcanic edi�ces, as suggested by

the association of related morphologies, it means that the water erupted from the shallow

surface at the age of the volcano. This water was present in the ground at least 80 My ago.

Chronology of �uvial events and distribution of water in the crust 131

Fig. 7.12 � Example of pitted cones found in the western part of Athabasca basin and inthe Western Lava path. (a) and (c) are portions of THEMIS V07959021 and V18205030(illumation from west) respectively showing pitted cones distributed in circles (centerhighlighted by a white cross). The depressions in the center of the cercles suggest thatthe pitted cones are distributed above the rims of buried craters. (b) is a portion of MOCM0001046 (illumination from southeast) showing the surface depression above a buriedcrater, and two pitted cones disposed at the top of the buried crater rims. The white arrowshows ejectas printed on one side of a pitted cone suggesting that its origin is probablyassociated to an explosive processus.

132 Discussion

Since evidence of recent water �ows have been found on the most recent lava, it is possible

to conclude that super�cal water release has occurred during the last 80 My. The small

subparallel fractures on the central ridge are also a smaller water source. The presence of

this source, not considering the complex mechanism that made the vent at the top of the

ridge, also evidences shallow depth waterground tanks. All these observations suggest the

existence of a deep but localized distribution of major aquifers, combined with shallow

water reservoirs with a broader distribution over the plains. The water released from older

catastrophic events (e.g, Grjota' Vallis) or other covered �uvial valleys could be the origin

of the shallow water distribution below the plains, that would re�ll local super�cial and

local reservoirs. These ones would then provide super�cial smaller quantities of water

during more recent volcanic events.

7.4.4 Volumes and �ow rates

We have estimated the total volume �lling the depressions, including the large basins,

and the cavities of buried craters. The material �lling the depression is assumed to be

mostly lavas. We have demonstrated that the contribution of buried crater is important.

The craters could also be �lled partially by sediments decreasing their contribution to the

total volume of lavas. However, craters of similar sizes in the terrains Hnu do not show

evidence of large in�lling by sediments. The main part of the material �lling the buried

craters is thus likely lavas. The volume of the sediments carved by the Athabasca Vallis

has been estimated to be 675 km3 [Burr, 2002a], which would represent 5.4 m of sediment

deposits over the whole AB area, a result similar to the 8 meters proposed by Lanagan

[2003]. This volume only represents less than 1% of the total volume calculated for the

Cerberus plains. The average volume of material which is 1.5×105 km3 is considered to

be mostly volcanic products. Lanagan [2003] estimated the total volume of lava from the

height of the lava �ows and the probable average thickness of the lavas (30 m to 90 m in

MCB and 20 m to 200m in MV) and proposes a total of 2.4×.104 km3 to 2.1×.105 km3

for the post Marte-Vallis lava �ows (unit ACy). This result seems to be an overestimation

in comparison to our calculations (1.3×104 km3 to 1.7×104 km3) which also included the

total amount of lava produced by the Cerberus plains, pre and post-Marte-Valles.

From the volume of volcanic material and the chronology of emplacement, �ow rates

can be estimated. The morphology of the low shield volcanoes on the basis of terrestrial

observations would imply �ow rates of 50-90 m3/sec, and the large lava sheets from the

plains would imply �ow rates of 103-104 m3/sec. Plescia [1993] estimated from Viking

imagery a maximum �ow rate of 1.106 m3/s for the Cerberus plains. Keszthelyi [2004]

calculated an e�usion rate of 3.105 m3/s for a 50 km wide lava �ood on Mars. These �ow

rates correspond to a individual eruption of lava and should not be integrated over the

entire period of activity which include long period of quiescence and which is longer than

133

250 My. For example, Mauna Loa volcano in Hawaii has built up a volume of 7.5×104

km3 over almost 1My. Even if eruptions were recorded with a �ow rate of 200-400 m3/sec

(on the basis of 0.25-0.5 km3 erupted in two weeks), the average �ow rate related to the

total volume during the whole construction of the volcanic ed�ce is only 2.37 m3/sec. If

we assume the same average �ow rate for the Cerberus plains, it appears that the average

volume (1.5×105 km3) would have erupted in almost 2 My. However, the consideration of a

terrestrial single volcanic edi�ce, even if the biggest, does not allow accurate comparisons

with Mars where a mantellic plume activity concentrated at one location due to the

absence of plate motion. The supposed volume of lavas erupted by the mantle plume

resulting in the Hawaiian-Emperor chain can be estimated around 1.106 km3 [VanArk,

2004 ; Robinson, 2006]. Along the last 80 My of the plume's activity, this volume represents

an average �ow rate of 0.44 m3/sec. This �ow rate translated into the Cerberus plains

case suggests a period of activity shorter than 11 My, in disagreement with our ages.

The oldest surface associated undoubtfully with a volcanic surface on the unit Acy is

Vlc. D with 261 My and the youngest is Vlc. D with 4 My. These two ages appear to

bracket the ACy volcanic activity. The total volume is composed by lavas from units Acy

and Aco so the unknown Acy fraction of the total volume is supposed to have been erupted

at least since 261 My. The �ow rate for a continuous activity since that time, even for

the whole total of Acy and Aco lavas is still very small (0.018 m3/sec). In comparison to

terrestrial eruptions, this result implies smaller eruptive events and/or longer period of non

activity. Due to the size of observed lava �ows, we considered that the second hypothesis

is more likely. This suggests that the cycles of eruption of the magmatic chamber below

the Cerberus plains is di�erent than on the Earth. The martian crust is today thicker

in average than the one on Earth, which is an obstacle for the ascention of lava to the

surface. This could induce longer cycles of non volcanic activity followed by sudden and

massive �ssural eruptions. We thus believe that the completion of the surface dating and

mapping of Cerberus will probably lead unchanged the apparent gaps in the chronologic

sequence corresponding to non-volcanically active periods. As a second consequence, the

time episodes listed on the map re�ect probably more the error bars of the comparaison

between two surfaces ages than real periods of continuous volcanic activity. Considering

the low �ow rates and the volume, some extended period of activity must include long

quiescent time intervals and should be subdivided accordingly.

7.5 Conclusion

The main outcome of this study is the publication of a new detailed geologic and

geomorphologic map of the Cerberus plains. This map will hopefully provide to present

and future planetarty scientists interested in Cerberus a global view of volcanic, �uvial

134 Conclusion

and tectonic activity over this zone. Simultaneoulsy, the scale of this map (1/2 000 000)

based on THEMIS-IR mosaics (256 pixels/degree, or about 250 meters/pixel) and the level

of details allows to understand the chronologic and stratigraphic relationships between

these geologic events. The achievement of this map led us to obtain the main following

results. 22 shield volcanoes have been mapped, including 10 which were not previously

recognized. These volcanoes should be considered as a contribution to the volcanic sources

in addition to the fractures. We demonstrated by relative and absolute chronology the

alternance of the lavas erupted from shield volcanoes and the lava plains erupted from

the fractures. The coexistence of �ssural eruptions and shield volcanoes is not typical of

volcanic processes on Mars. Volcanic shields and e�usive eruptions along fractures have

been also mapped for instance in Iceland [Pedersen, 2003]. The reason for the transition

between the two geometries for the source is not clear. The two types of eruptions probably

occured simulateneously during the last 250 millions years and until 2 millions years

suggesting a present activity. The volume of lavas corresponding to this period is estimated

in the range of 1.3-1.7×105 km3 which is a relatively small amount of volcanic material in

comparison to Tharsis Montes for example. In consequence, the eruptions of lava plains

and shield volcanoes had to be interrupted by rather long periods of calm with sporadic

eruptions. Comparing the activity to terrestrial hot spots, it is inferred that the relative

proportion of periods of calm to periods of activity is greater than for the Earth. All �uvial

events a�ecting the lava �ows have been reported on the map. A new water source has

been discovered. This source consists in a set of small subparallel fractures situated at the

submit of the ridge releasing water on both �anks of the ridge. Another enigmatic feature

consist in pitted cones. These cones are distributed along arc-circles or even complete

circles and lie on �uvial sediments. This geometric distribution implies a structural control

such as impact crater rims burried under the �uvial sediments. Other pitted cones have

been alternatively interpreted as pingos or pseudo-craters. The explosive nature of these

features resting on sediments rules out both hypotheses. This phenomenon remains yet

to be understood. Fractures and compressive rigdes have been also mapped. Ridges are

found perpendicular to fractures. Several fractures crosscut the lava �ows evidencing their

recent activity.

Several models have been already proposed to explain the morphology of the Cerberus

plains : the occurrence of �ood waters, low shield volcanoes, large �ssural eruptions and

fractures at the same place. The generation of massive �ood from dyke swarms has been

proposed to explain the Cerberus morphologies [Wilson, 2002 ; Head, 2003]. Indeed, the

orientation and morphology of the fractures, the presence of dykes inside the fractures

and the compressive ridges orientation are consistent with the injection of lavas and water

in a compressive state of stress, with the less compressive stress oriented perpendicular

to the fractures, and the most compressive stress oriented perpendicular to the ridges.

Our observations show no evidence for signi�cant extension on this region. Models sug-

135

gesting an extensive stress opening the fractures used later as pathways for the water and

magmas are not relevant to explain relationships between fractures and volcanic vents.

The thermal anomaly would melt the ground-ice inducing the ascension of water from

deep aquifers, and catastrophic water �ood from the �ssures, almost simultaneously. The

contemporaneous �uvial and volcanic activity should produce phreatomagmatism which

has surprisingly not yet clear evidences at the Cerberus plains, even if some pitted cones

could be seen as candidates for phreatic activity.

Plescia [2003] suggested that low shield volcanoes were formed by low e�usion rates,

similar to those observed in Hawaii (50-90 m3/sec). The �ow rate of the large lava sheets

from the plains have been estimated in the range of 103-104 m3/sec [Keszthelyi, 2000,

2004 ; Gregg, 2000]. Another hypothesis has been proposed to explain the presence of

low shield volcanoes involving the eruption of lavas with higher viscosity than those of

large lava �ows, either due to compositional di�erences or from devolatilization of parental

magmas prior to eruption [Sakimoto, 2004]. However, the extremely gentle slopes of shield

volcanoes in comparison to terrestrial counterparts in low viscosity lavas is not in favor

for an increase of viscosity to form these features. The determination of the rheology is

currently investigated [Vaucher et. al, 2006]. We simply report here that the diversity of

volcanic morphologies including massive lavas, chanellized lava �ows and shield volcanoes

strongly suggest changes in magma composition associated to rheologic variations. The

shield volcanoes are distributed over all the youngest unit and their geographic distribution

and age do not show any displacement with time of the magmatic activity. In Iceland, it

has been suggested that the shield volcanoes distribution re�ects the convective pattern

of the magma ascent, while the magma can follows the paths of pre-existing fractures, or

open fractures perpendicular to the extensive stress [Pedersen, 2002 ; Sigmundsson, 2002].

As shown for the morphologies along mid-ocean ridges [Rabinowicz, 2002], we suggest that

the Cerberus plains are of great interest to understand how tectonic stresses and magma

ascent interplay to form the observed morphologies.

The abundance of evidences for recent activity, including possible recent hydrother-

malism deposits on this region makes it a good candidate for landers despite the present

technological challenge due to the roughness of lava �ows at the meter scale. The com-

pilation of information in this paper synthesized with the geologic map will be useful for

the de�nition of potential landing sites.

136 Conclusion

[...] la première chose qu'il remarqua fut le manque

d'arbres, l'absence totale d'arbres de tous les côtés. C'était

une terre nue et noire, à perte de vue, sans la moindre

trace d'herbe.

Ray Bradbury, Chroniques martiennes, 1950 8Transport éolien de cendres volcaniques sur

Cerberus

Cerberus est une des nombreuses régions de Mars à exposer une surface avec des

variations d'albédo contrastées. Depuis que la sonde Viking a commencé l'observation de la

surface martienne, et jusqu'à aujourd'hui avec des données plus récentes, ces zones sombres

ont évolué en forme et en albédo, montrant un premier signe d'activité récente de surface

martienne. Ces comparaisons ont permis de conclure que la surface de Mars, de la même

manière que sur Terre, était a�ectée par de nombreux processus éoliens d'érosion, comme

les yardangs, et de sédimentation comme des champs de dunes. Cette activité, même si

certains champs de dunes sont considérés comme indurés et fossiles, témoigne de processus

de transport de matériaux granulaires et de granoclassements récents sur l'ensemble de

la planète. En e�et, les accumulations de poussières aux orientations changeantes avec

le temps, localisées derrière les parties abritées des obstacles naturels que représentent

les cratères ou les mesas dans les plaines, ainsi que les traces sinueuses des tourbillons de

poussières (dust devil) qui découvrent un substratum de faible albédo initialement couvert

de poussière, ont mis en évidence des activités éoliennes complexes et diverses.

Les analyses de ces terrains sombres et plus clairs ont été faites par les Rovers évoluant

à la surface de la planète, et suggèrent des tailles de grains variables de ces terrains.

Des études ont été réalisées dans l'hémisphère sud principalement, sur des champs de

dunes sombres, et des comparaisons d'albédo et de compositions à l'échelle globale de la

planète ont été faites. Les résultats des analyses spectrales montrent, sur l'ensemble de la

planète, des fortes concentrations en basaltes et en minéraux ma�ques sur ces zones de

faibles albédo, comme en particulier sur l'édi�ce volcanique de Syrtis Major ou les dunes

sombres du cratère Rabe dans l'hémisphère sud. La zone de faible albédo de Cerberus

est comprise entre Elysium Mons, Albor Tholus et les plaines de Cerberus. Dans un

tel contexte, ces informations suggèrent que les matériaux sombres sont associés à des

événements volcaniques.

Suite à la cartographie des plaines de lave de Cerberus, une bonne connaissance to-

137

138CHAPITRE 8. TRANSPORT ÉOLIEN DE CENDRES VOLCANIQUES SUR CERBERUS

pographique et géologique de la zone à été acquise. La surface sur laquelle se trouve la

zone de faible albédo suit le �anc d'Elysium Mons, sur plusieurs milliers de kilomètres

sans varier en altitude de plus de 500 mètres. Les vents dominants sou�ent du nord-est

vers le sud-ouest, dans l'alignement de la zone sombre, qui est limitée au nord-est par

la fracture northern Cerberus Fossae. Cette fracture a été la source de coulées de laves

mais surtout de débâcles �uviatiles qui ont creusé les chenaux de Grjota' Vallis, il y a 500

millions d'années.

Dans l'objectif de déterminer la composition, la mobilité et l'origine des matériaux

composant la zone de faible albédo de Cerberus, une analyse systématique des données

visibles, thermiques et hyper spectrales a été réalisée. Sur une zone englobant la région de

faible albédo, les champs de dunes ainsi que six morphologies caractéristiques associées

aux unités les plus sombres ont été dé�nis et représentés sur une carte de la région : (1)

Des dépôts de matériaux clairs recouvrant des surfaces sombres. (2) Des traces sombres

de tourbillons (dust devils) ayant enlevé le matériau clair sur leur chemin. (3) Des traces

de matériaux sombres transportés à proximité d'une source potentielle. (4) Des strates

érodées avec une forte concentration de matériaux sombres. (5) Des strates de matériaux

sombres dans les fractures de Cerberus et northern Cerberus Fossae. (6) Des monticules

érodés à la base et présentant des strates sombres que l'on peut suivre partiellement ou

totalement. La distribution de ces morphologies met en évidence une concentration des

structures érodées dans la zone a�ectée par les débâcles �uviatiles de Grjota' Vallis, et

une concentration des morphologies de sédimentation au sud-ouest de northern Cerberus

Fossae, vers le corps de la région sombre.

Dans le corps de la zone de faible albédo, les planchers de plus de 40 cratères montrent

des accumulations de matériau sombre. Nous avons découvert dans cette étude que l'orien-

tation de ces accumulations sombres par rapport au centre du cratère est directement

dépendante de la géométrie du cratère, et dans l'alignement des vents dominants actuels.

Dans 4 des plus grands cratères se trouvent des champs de dunes sombres de taille su-

périeure (∼18 m) aux dunes claires (∼8 m) qui couvrent l'ensemble de la zone. Cette

observation témoigne d'une di�érence de taille de grain entre les deux matériaux et une

plus grande mobilité du matériau clair, tout comme le fait que le matériau sombre se dé-

pose en forme de �amme derrière ces cratères alors que le matériau clair forme des dépôts

linéaires.

L'inertie thermique est une grandeur qui permet de caractériser la façon qu'un maté-

riau va avoir de restituer la chaleur emmagazinée, et cette grandeur dépend de la porosité,

du degré d'induration du matériau, et de la taille des grains qui le composent ce qui permet

de dériver des tailles de grains. Les valeurs d'inertie thermique montrent une di�érence

nette entre les matériaux sombres (330 J.kg−1.K−1) et clairs (80 J.kg−1.K−1), et les tailles

de grains déduites correspondent à des sables pour les matériaux sombres (250 µm) et

des poussières pour le matériaux clairs (8 µm). Les analyses hyperpsectrales OMEGA

139

et TES témoignent de compositions ma�ques et la présence de pyroxènes. Ces résultats

correspondent bien aux caractéristiques thermiques et spectrales des dépôts volcaniques

A partir de ces observations nous proposons l'hypothèse que la zone de faible albédo de

Cerberus résulte de l'érosion d'une couche de sédiments volcaniques lors du creusement du

substratum consécutif à la formation de Grjota' Vallis. Un événement volcanique majeur,

de type explosif a pu déposer une vaste couverture de cendres et de tephras, avant que

cette couche soit elle-même recouverte par d'autres processus sédimentaires a�ectant la

surface de Mars comme les éjectas de cratères, d'autres dépôts éoliens ou des coulées

de laves. Cette couche de sables ma�ques s'est trouvée exhumée lors de la formation

de Grjota' Vallis et transportée suivant les vents vers le sud-ouest de la fracture pour

former la zone de faible albédo de Cerberus. Le fait que ce type de matériau sombre, aux

signatures thermiques et spectrales caractéristiques se retrouve régulièrement en strates

dans les fractures de northern Cerberus et de Cerberus Fossae, ainsi que sous forme de

dépôts parfois associés avec des édi�ces volcaniques sur l'ensemble de la planète, démontre

l'importance des processus volcaniques explosifs et des dépôts consécutifs à leurs éruptions

sur Mars.

140CHAPITRE 8. TRANSPORT ÉOLIEN DE CENDRES VOLCANIQUES SUR CERBERUS

Low albedo surfaces on Cerberus plains, a possible erosion of a

volcanoclastic layer by Grjota' Vallis

1J. Vaucher, 1D. Baratoux, 1P. Pinet, 2F.Forget


France.

2 :Interaction et Dynamique des Environnements de Surface, UMR8148, Orsay, France.

Abstract : The purpose of this paper is to present the nature, mobility and source of

the dark material composing low albedo feature at Cerberus. The study of 4 dark dune

�elds on large crater �oors reveals that they have larger heights and lengths than bright

dunes, suggesting that bright and dark material have a di�erent grainsize distribution.

This fact is also supported by the higher mobility of the bright material which presents

type I deposits behind craters all over the studied area while the dark material is restric-

ted to craters with dune �elds with a type II elongated wind tail. The spectral analysis

of dark material from OMEGA data via a Modi�ed Gaussian Model deconvolution indi-

cates a composition dominated by high-Calcium-pyroxene and olivine, as con�rmed by

the TES mineral concentrations. The thermal analysis suggests that coarse and dark ma-

terial (∼250 µm and 330 J/m2Ks1/2) is sparsely covered by the bright dust (∼8 µm and

80 J/m2Ks1/2). The majority of the crater �oors shows dark surfaces, the location of the

deposit being in direct relation with the geometry of the craters and with the prevaling

wind directions blowing from north-east to south-west. Indeed, the simple craters (<7

km) have dark concentration on their inner south-west facing slopes while in the large

craters (>7 km) these dark deposits are situated on the inner north-east facing slopes.

A map of morphologies associated with the dark areas reveals a concentration of the

eroded features like knobs with dark layer in the river beds of Grjota' Vallis which have

been carved by water �oods from the northern Cerberus Fossae. The depositional and

transportation features are found south-west of the Grjota' Vallis. All the observations

can be explained by the exhumation of a volcano-clastic layer by the erosion related to

the Grjota' Vallis formation. The transportation of this dark material sparely covered

by the dust would have resulted in the low albedo zone of Cerberus. The occurrence of

such ma�c and low albedo areas emphasizes the importance of explosive volcanism and

volcanoclastic deposits in the martian volcanic history.

keywords : Mars, grainsize ; dunes ; volcanism ; low albedo ; mineralogy.

141

8.1 Introduction

One of the �rst striking features of the Martian surface revealed by the earliest teles-

cope observations were the low albedo regions. Images from the 1970s orbiting spacecraft

(Mariner 9 and Viking Orbiters) evidenced both time variations of these low albedo units,

and morphologies associated with aeolian processes. The occurrence of global dust storms

inferred from ground-based telescopic observations were con�rmed during the course of

these missions. It was thought that these global dust storms could a�ect the evolution of

the surface albedo. The Mars Odyssey experiment (THEMIS-VIS), followed by the Mars

Global Surveyor orbiter (Mars Orbiter Camera) provided Mars images at an unpreceden-

ted resolution. The transport of both high and low albedo material was con�rmed from

the observations of dune �elds, either active or not [Thomas et al., 1999 ; Edgett and Ma-

lin, 2000 ; Fenton, 2006a]. Recently, the Mars Express mission emphasized the role of wind

processes in the present evolution of the Martian surface, as illustrated by the formation

of slope streaks as dry avalanches controlled by the prevailing winds [Baratoux, 2006]. In

addition, the high coverage of the High Resolution Stereo Camera (HRSC) instrument

brought additional visible, topographic and spectroscopic data constraining the compo-

sition, the distribution and the orientation of the wind related features on Mars [Greeley

et al., 2005].

Numerous studies about aeolian processes since the early ages of the martian ex-

ploration have con�rmed the main importance of the wind in the global evolution of the

Martian surface [Fenton and Richardson, 2001]. However, the characteristics of the eroded

material, its origin, and its transportation at the local scale are not always understood.

Among the recent studies at the local scale, Fenton [2005a] has studied southern hemis-

phere craters �lled by dark dunes �elds, in particular the Proctor Crater [Fenton and

Mellon, 2006b ; Fenton, 2005b,2005a] and concluded about a close source of the sand and

a limited transport of sand grains. According to Edgett [1997], aoelian dunes are directly

related to the material produced by neighboring explosive volcanic events in the region

of Tharsis. The low albedo surfaces and aeolian sediments of Western Arabia Terra have

been described by Edgett [2002] who concluded about very �ne sand originating from

erosional landforms within crater �oors and deposited from suspension. In-situ analysis of

dune material was made possible with the success of the MER rovers landing. Spirit and

Opportunity Rovers provided in-situ grainsize and thermal analyses of small dunes and

dust with the evidence of an aeolian grain sorting [Greeley et al., 2006 ; Jerolmack et al.,

2006 ; Fergason et al., 2006 ; Sullivan et al., 2005]. At Meridiani Planum, Sullivan et al.,

[2005] reported the observation of extremely well sorted 1 to 2 mm concretion fragment

population indicative of very strong winds (greater than 70ms−1 at 1 meter above the

surface). From images of soils in Bonneville crater across a dark streak border, Greeley

et al., [2005] demonstrated that dark soil corresponds to coarse sand of 0.5 to 1 mm in

142 Morphologic observations

size, and bright areas correspond to the same coarse grains coated by �ne dust (< 3 µm).

These results suggest that the surface of the Mars planet is composed by a large amount

of coarse and ma�c materials when not covered by brighter and smaller particules.

The present study focuses on the dark material on the Cerberus plains among the

other martian low albedo areas [Geissler, 2005] with the objective to de�ne the origin of

the dark material at Cerberus, to determine its pathways, and how far it can be transpor-

ted. In the �rst part, we present the morphologic characteristics of eolian landforms of the

bright and dark material. Striking evidences for a di�erent wind transport and deposition

patterns of bright and dark material are found. The occurrence of dark material exposures

are classi�ed and mapped. The second part focuses on the grain size and composition of

dark and bright material from visible, near infrared and thermal infrared spectral data

(OMEGA/Mars Express and TES/Mars Global Surveyor) and infrared thermal obser-

vations (THEMIS-IR/Mars Odyssey). Finally, we propose a plausible hypothesis for the

origin of the exposure of dark material in the Cerberus plains with its implications for

the interpretation of other low albedo surfaces on Mars.

8.2 Morphologic observations

The Cerberus area, located 140oE and 170oE and 5oN and 20oN (Figure 8.1), expe-

rienced signi�cant surface albedo variations [Geissler,2005 ; Szwast,2006] since its �rst

orbit observation by Viking. These changes are suspected to result from the bright dust

redistribution over a darker material [Greeley, 2005]. In addition, darker surfaces are ob-

served in di�erent locations without obvious change of their boundaries reported so far.

The dark material is thus supposed to be less mobile than the bright one, eventually

considered as dust but the occurrence of bright and dark dunes shows that both dark

and bright material are a�ected by aeolian transport and sedimentation. As developed

in the following section, the di�erences in size of bright and dark dunes in the region

and the albedo variations around obstacles suggest that bright and dark material have

di�erent physical properties, yielding to di�erences in the aeolian morphologies. Looking

for the origin and pathways of dark material, we classify and analyze the distribution of

its various exposures which are �nally synthesized on a map.

8.2.1 Evidence for a di�erent eolian dynamics of bright and dark

material

The dark areas were tracked from the MOC wide angle images wich compose the

MOC albedo map (Fig. 8.1). Then, dark material is simply identi�ed from the contrast of

each individual MOC or THEMIS-VIS images. There is no quantitative analysis at this

stage of the actual albedo of each mapped feature. However, it was systematically referred

Evidence for a di�erent eolian dynamics of bright and dark material 143

Fig. 8.1 � Area of investigation. The low albedo feature of Cerberus varies between theViking (top) and the MGS (bottom) observations as described by Geissler, [2005]. Thepatch covers the Tartarus Montes and part of the Cerberus Fossae. It extends from thenorthern Cerberus Fossae fracture system (Vaucher et al., [2007]), source of Grjota Vallis,at the northwest, over more than 1200 km, until the northern part of the occidental-mostlava �ows belonging to the Cerberus plains. Within and out of the low albedo area, darkmaterial accumulations are found in the inner cavity of numerous craters.


to MOC albedo map to ensure a consistent meaning of the use of dark and low albedo

terrains within the high resolution images over this region. The dark material identi�ed on

images separated by hundred of kilometers on the Cerberus region has a similar albedo.

8.2.1.1 Types and sizes of dunes

Bright dunes The bright dunes at Cerberus plains are visible in almost all the MOC

pictures as sparse and small �elds of transverse dunes, perpendicular to the yearly-

averaged prevailing wind which also corresponds to the direction of the strongest winds

[Baratoux et al., 2006]. Such dunes are usually characterized by a gentle stoss slope and

a slip face on the lee side that re�ects the angle of repose. The slip faces of bright dunes

are in average about 8.8 m±1 m long while the stoss slope is ∼18.5 m±1.5 m long. The

angle of repose of a terrestrial dune is around 34o for the slip face. Assuming the same

angle for Mars, the deduced height of the bright dunes is ∼5.9m±0.7m. The transverse

dunes are typical of area where the mobile material is abundant (Fig. 8.2)[Greeley, 1985]

suggesting that a large amount of mobile bright material is available at Cerberus.

Fig. 8.2 � Bright dunes morphologies. (A) is a portion of MOC M2202408 centered157.19oE/13.35oN (illumination from bottom left). (B) is a portion of MOC M0403596centred 154.33oE/14.12oN (illumination from bottom left). Note the organisation in trans-verse dunes perfectly perpendicular to the wind directions (black arrows) typical of abun-dant sand areas. The slip faces are brighter because of the illumination in (A) and (B),and are about 8.8 m +/− 1 m long while the backslopes are 18.5 m +/− 1.5 m long.

Dark dunes Dark dunes, have been mostly reported within the highlands crater �oors

[Jaumann et al,., 2006 ; Tirsch et al,., 2007 ; Schneider and Hamilton, 2006 ; Fenton and

Mellon, 2006b ; Fenton et al., 2005b ; Fenton, 2005a ; Fenton, 2006a]. On the Cerberus


plains, dark patches are found southwest of the northern Cerberus Fossae (16oN/163oE)

and on more than 40 crater �oors located in the low albedo region as seen during the Viking

mission (Fig. 8.1). The diameters of these craters range from ∼88 km to ∼3.5 km. They

represent a small proportion of the total population of impact craters. Dark dunes are

observed for three of these craters located respectively at 169oE/8.65oN, 150.18oE/9.5oN

and 159.4oE/11.23oN. They are referenced here and henceafter as c1, c2 and c3. Unfor-

tunately, the coverage at high resolution of dark patches is not complete, and it is thus

impossible to determine yet the proportion of deposits within craters associated with dark

dunes �elds.

On the �oors of the craters c1, c2 and c3, the dark dunes form compact �elds with

joint dunes and few bright ripples visible at the edge of the �eld (Fig. 8.3 and 8.4). These

accumulations of material are not centered at the deepest point of the crater �oor but

rather extend on the southwestern part of the crater �oor up to the inner rim walls. This

distribution is consistent with the aeolian transport of dark material. At this stage, it is not

possible to determine whether the source is inside or outside the crater. Occasionally, when

lava �ows have been suspected within crater cavities, they were emplaced, or �owed down,

in the deepest point of the crater as expected, like a lava lake, and have no relationships

with dark dune �elds. Thus, there is no systematic relationships between the presence of

identi�ed lava �ow in impact craters and the occurrence of these dark dune �elds. The

larger dark dune �eld is located in the crater c2, and its volume can be broadly estimated

about 6 km3.

The orientations of slip faces and stoss slopes evidence variable wind directions, but

they are globally in agreement with the northeast to southwest wind directions over the

Cerberus area. A dark barkanes �eld is observed spreading out a few tens of kilometer

squares on the �oor of the crater c1 which suggests a poor supply of sand on a rocky

ground. These barchanes have 23.2 ±2.1 m long slip face and 140 ±10 m long stoss slopes

implying a height around 15.7 ±1.5 m assuming an angle of repose of 34o. The crater

�oor c2 displays a main dunes �eld recognized from the dunes crests sinusoides. This

dune �eld is 40 meters thick and stands on a larger dunes �eld. The larger dune �eld has

no discernable topography. The occurrence of dunes in this second dark deposit is only

con�rmed at its edge but are suspected elsewhere. No dark strata on the crater rims, or

at an eroded central peak on the crater �oor could be observed as a potential source for

the material composing the dark dunes.

Since the orientation of wind inferred from bright and dark dunes are the same, it is

reasonable to assume that they are contemporaneous and formed from the same atmos-

pheric conditions and wind directions. Bright and dark dunes are also found occasionally

in the same places and for instance within the crater cavities. This rules out the hypothe-

sis that the di�erence in morphology eventually controlled by the variable environment,


Fig. 8.3 � Dark dunes morphologies. (A) is a portion of THEMIS V13238016 centered150.18oE/9.5oN (illumination form left) showing a dark dune �eld in a crater cavity. Amain dune �eld is visible, composed by sub-kilometric barchans dunes evidencing variouswind directions (white arrowed lines) within the crater cavity. A secondary dark dune�eld surround the main �eld, evidencing less sand accumulation from their size, less than100m as shown by the blow-up (a). The blows-up (b) and (c) from THEMIS have tobe compared respectively to (B) and (C) which are portions of MOC E1701373 centered149.87oE/9.46oN (illumination from bottom). White arrows highlight same location inthe images. Note the relatively low mobility of the dark dunes during the 30 months gapbetween the THEMIS (08/12/2004) and the MOC (22/06/2002) images. Also note in (B)the occurrence of bright ripples visible at the edge of the dark dune �eld.


Fig. 8.4 � Example of dark dunes �elds within craters. (A) and (B) are portions of MOCR0101549 centred 169oE/8.65oN (illumination from left), and (C) is portion of THEMISV10592013 centred 159.40oE/11.23oN (illumination from left). (B) shows well de�neddark barchans dunes typical of poor sand supply and rocky grounds. The slipping-facesare brighter and face the west, evidencing east originated formative winds. The slip facesare >10m and the backslopes reach 100m in length. (A) and (C) show an accumulationof dark material evidencing winds from various directions in the crater.


implying for instance di�erent wind velocities. Thus the di�erence in size between dark

and bright dunes can only result from a di�erence in the grain size distribution. An addi-

tional evidence of the di�erent physical properties of dark and bright grains is found from

the observation of albedo patterns around obstacles as presented in the next section.

8.2.1.2 The behavior of bright and dark particulate material around obstacles

Terrains surrounding impact craters are often correlated with albedo variations. Two

situations are reported for the Cerberus area. In the �rst case (Fig. 8.5, upper left), some

craters on a dark surface present a bright tail. The bright tail is systematically parallel

to the north-east - south-west direction, and located south-west of the craters along the

orientation of the prevailing winds. This bright tail has an elongated triangular shape

fading away from the crater. In the second case (Figure 8.5, upper right), a dark tail

extends from the crater center on a brighter surface. The tail can be often tracked back to

a dark patch covering the crater �oor. The shape of the dark deposit is from the previous

case, an elongated shaped-�ame, with some material of intermediate albedo extending to

a larger area following a similar shape as the main dark deposit.

Greeley [1985] de�ned the relationships between the morphologies of crater tails mor-

phologies and the erosion/deposition processes. Following this work, and considering that

the dark and bright material present on Cerberus might be a�ected by eolian transport

and sedimentation, 4 situations are potentially possible (Fig 8.5, bottom). The type I

indicated the deposition of material in the shadow zone of the craters wih the wind di-

rection is indicated by an arrow. The Type II indicates the transport and deposition of

material from a source inside of the crater and extending along the same wind direction.

These two types produce di�erent tails morphologies, with linear to elongated triangu-

lar streak for the type I and a �ame like for the Type II. Considering alternatively the

transport of bright and dark material, the combination with type I and II yields to the

four possible con�gurations represented in the Figure 8.5. In summary, Iα corresponds

to type I with the transport/sedimentation of dark material and Iβ to the type I with

the transport/sedimentation of bright material. IIα corresponds to the type II with the

transport/sedimentation of bright material and IIβ corresponds to the type II with the

transport/sedimentation of dark material. Clearly, the two situations observed on Cerbe-

rus correspond to the case Iβ and IIβ leading to an important conclusion. The deposition

of material in the shadow zone of a crater is only observed for the bright material (Iβ).

The transport of material from a source inside the crater is only observed for the dark

material (IIβ). This demonstrates the the dark material can be at least transported over

distance the order of magnitude of the length of the dark tails, which is about a few hun-

dreds of kilometers. The bright material can be potentially transported all over the area.

This suggests again that bright and dark material have a di�erent physical characteristics.


Fig. 8.5 � Type of wind-transported materials interactions with craters topography thatare observed on Cerberus. The Type I de�nes a depositional process of the material inthe shadow zone behind the crater (wind direction is given by arrows) when the crater isnot the source of the material. The Type II de�nes a depositional process of the materialfrom the inner part of the crater under the wind of the crater. The sketches (Iα) and (IIβ)illustrates the cases of dark material transported on a brighter ground, and the sketches(Iβ) and (IIα) the cases of bright material transported on a darker ground. The shape ofthe deposited material in the Type I is angular, and it has the shape of a �ame in theType II. In both cases, the concentration of material deposited decrease with the distanceto the crater. On Cerberus, the Type I is observed with bright material being transported(case Iβ) as shown by the portion of THEMIS V18916012 centred 157.99oE/13.92oN(illumination from left), and the Type II is observed with dark material being transported(case IIβ) as shown by the portion of MOC quadrangle mc15).


8.2.2 The distribution of dark material exposures

High resolution visible data (THEMIS-VIS, MOC/MGS and HRSC/Mars Express)

have been used in order to investigate the origin of the dark material outcrops at Cerberus.

A classi�cation of these outcrops is presented. A synthesis and location of these di�erent

outcrops is �nally presented on a map.

8.2.2.1 Classi�cation of dark material exposures

In addition to the the morphometric study of the dunes, we propose a classi�cation

into 6 di�erent types which are illustrated by examples in Figure 8.6. The interpretative

scheme of these paradigms are given in Figure 8.8. Each of the 6 di�erent types are

relative to a deposition or an erosional process. The �rst group concerns depositional

types, while the potential sources of autochtonous dark material, as ubiquitous layers, are

considered later in the second group. For the exposures of dark material which belong to

the depositional group, the classi�cation is based on its stratigraphic relationships with

the bright one. The �rst group is divided into three types (A), (B), (C) for which a

thin blanket of bright material systematically covers the dark one. A locally thinner or

lacking bright blanket yields to the exposure of some dark underlying material. Evidences

of a continuous dark surfaces (few tens of square km) covered locally with bright tails

in the shadow zone of obstacles are grouped in (A). Craters classi�ed along the tail

morphology as Iβ correspond to this situation. These morphologies are symbolized by

a triangle. Continuous dark surfaces revealed by dust devils tracks are represented by a

curve and named as the group B. The last group, C, corresponds to cases when dark

material is transported over short distance from a darker zone, likely corresponding to a

higher concentration of dark material. The craters classi�ed as IIβ belong to this group.

These surfaces are represented by the symbol a tilted at 45o. These exposures could be

considered as potential sources but there is no evidence that this material is autochtonous

(absence of layers), and this kind of outcrop should be clearly distinguished from the next

three types (D), (E), (F) which refer to outcrop with evidences of dark material sources.

Eroded terrains and layers forming terraces with associated dark debris apron and patches

are grouped in (D) and symbolized by two steps. Occurrences of dark layers observed at

fracture walls are grouped in (E) and represented by parallel lines. Occurrences of dark

layers which can be partially or totally tracked around knobs or any other kind of relief

are grouped in (F). Most of the craters lying in the area present dark surfaces in their

cavities. For the sake of clarity, only the craters showing dune �elds have been indicated.

Those are the three craters c1, c2 and c3, represented on the map by a croissant.

Among the group (F), a crater next to northern Cerberus Fossae [Vaucher et al., 2007]

shows a remarkable exposure of dark material (Fig. 8.10). A dark layer can be followed

along about one third of the rim perimeter around the inner wall at the north-east part

The distribution of dark material exposures 151

Fig. 8.6 � see Fig next page for caption


Fig. 8.7 � Paradigm of di�erent types of dark material accumulations. The types (A), (B)and (C) refers to evidences of transported dark material and bright blanket coverage whilethe types (D), (E) and (F) refer to evidences of possible sources for the dark material. Thetype (A) represents the coverage of a dark ground by a more mobile and brighter materialwith (A1), a portion of MOC M1100650 centered at 159.11oE/15.68oN (illumination frombottom left) showing an accumulation of bright material at the shadow zone behind acrater while the surrounding ground shows lower albedo values, and (A2), a portion ofMOC M0901670 centered at 163.46oE/15.47oN (illumination from bottom left) showingbright wind streaks covering a dark ground. The type (B) represents dust devil tracks, asshown by white arrows in portion of THEMIS V00918006 centered at 163.61oE/15.12oN(illumination from left). The type (C) represents dark transported material from a closepossible source with (C1), a portion of MOC M2101844 centered at 165.23oE/15.35oN(illumination from top left) showing a linear extension of dark material under the windof eroded layers, and (C2), a portion of MOC E0301169 centered at 164.52oE/15.76oN(illumination from left) showing a linear extension of dark material under the wind of afracture. The type (D) represents eroded layers associated with dark material with (D1),a portion of MOC R1600127 centered at 163.52oE/15.18oN (illumination from top left)and (D2), a portion of MOC S0300585 centred at 160.4oE/16.04oN (illumination fromleft). The type (E), a MOC M1300846 centered at 162.18oE/9.28oN (illumination frombottom left) represents dark materials outcropping from fractures slopes. The type (F)represents the dark material outcrops and layers in the knobs with (F1), a MOC R0400506centered at 162.42oE/16.13oN (illumination from bottom left) showing an eroded cut inthe southern part of a knob associated with dark material, and with (F2), a MOC 1103003centred at 165.55oE/15.97oN (illumination from bottom left) and (F3), MOC E0301169centered at 164.52oE/15.76oN (illumination from left) showing a dark layer almost allaround the knobs, covered in some places by brighter fans.


Fig. 8.8 � Interpretation sketches of the di�erent types of dark material accumulation(cf. Figure 8.6). (A) is a bright dust mantling of a dark surface. (B) is a devil dusttrack removing the bright blanket and exposing darker material. (C) is a dark materialtransported by the wind near its potential source. (D) is a dark material accumulationon erosion terrace like area. (E) is dark material outcropping in the fossae. (F) is darkmaterial outcrops evidencing layering in the knobs. The dotted lines in (A), (B), (E)and (F) represent uncertainties considering the thickness and the variations of the darkmaterial accumulation.


Fig. 8.9 � Synthesis Map of the di�erent types of dark material accumulations. (A) is ashaded relief (illumination from the top) of the Cerberus plains centered on the region ofinterest. The Grjota' Vallis riverbeds made by the waters which �ew from the northernCerberus Fossae (between the black and white triangle and cf. Vaucher et al., 2007)are highlighted by the black arrows. (B) is the distribution of the di�erent type of darkmaterial accumulations on a MOC quadrangle. Note that the knobs with eroded layersrepresented by a circle are concentrated around the northern Cerberus Fossae where thewater �ew, and probably eroded the surrounded elevations. Note the occurrence of thedark surface ponctually covered by bright dust mainly southwest the northenr CerberusFossae, under the actual wind regime of this area (blowing from NE to SW [Baratoux etal., 2006]). These dark surfaces are restricted to 500 m wide altitude domain comprisedbetween -2500 m and -2000 m around the southeastern part of Elysium rise.


of the rim. Dark layers exposed in crater walls are expected to produce debris aprons

of dark material yielding to a lower albedo region extending and fading down the slope

away from the layer. The layer itself, with the higher concentration of dark material is

expected to show a lower albedo relatively to other pars of the debris apron. However, in

our case, the lower albedo region fades in a symmetric manner, both up and down from

the dark layer. We suspect that such a symmetrical pattern results from the inverted

stratigraphy observed on the upper region of craters rims. A similar observation has been

already reported from a thermal infrared experiment pattern around the Meteor crater.

Indeed, in Ramsey et al. [2002], the layer of the Coconino sandstone in the Figure 5

displays a similar pattern. In the Figure 7 of that paper, it is possible to note that yellow

patches, corresponding to a mixture of Coconino sandstone and Kaibab formation occurs

both above and below the reddish layer corresponding to an exposure strongly dominated

by the Coconino sandstone. The presence of this dark material in the wall of the crater

re�ects the presence of a dark layer likely found at a few tens of meter of depth.

8.2.2.2 Shape, distribution and orientation of dark material exposures inside

crater cavities

The distribution of dark material within crater �oors are generally not centered with

the lowest part of the crater. The o�set of this deposit with respect to the cavity center

is variable and we report here on its characteristics. All craters associated with dark �oor

deposits were identi�ed from all the available images over a region extending from 5oN to

20oN and from 140oE to 170oE. Each crater is considered as a circle, and the azimuthal

angle of the dark patch is de�ned from the center of this circle. The orientation of the dark

patch was de�ned in three di�erent manners : (1) azimuthal angle of the area displaying

the lower albedo (possible highest concentration of dark material), (2) azimuthal angle

of the most distal region of the dark patch, (3) average azimuthal angle of the two lines

encompassing the dark patch. These di�erent de�nitions yield to very similar results and

the results associated to the de�nition (1) are presented (Figure 8.12). It is found that

the dark material inside simple craters with diameter lesser than 7 to 8 km systematically

accumulated on the northeastern part of their inner cavity. Conversely, for large craters,

which would be classi�ed as complex craters the dark material covers the opposite part

of their cavity on the southwest side.

This situation might correspond to a local decrease of the wind �ow yielding to pre-

ferential or higher deposition rates. Few results of how the wind is a�ected by a crater

cavity are available [Greeley, 1985], and thus no modelisations of how the winds streams

are a�ected by the geometries of the simple and complex craters could be used to answer

that question. The presence of the central peak may play a role in the change of the

deposit location as it is associated with the transition from simple to complex crater. Ho-


Fig. 8.10 � Evidence of a dark material layer as a part of a crater rim structure. (A) is aportion of MOC M0402835 centred 162.02oE/14.95oN (illumination from left) on which alayer of dark material can be followed on the inner slope of a crater rim. Bright materialfans cover the dark layer in some places but the dark strata appears at the same heightaround the crater.


Fig. 8.11 � Study of the dark material on the Cerberus fossae slopes. (A) is a portionof MOC R1500609 centered 160.61oE/9.85oN (illumination from bottom) showing brightmaterial fans covering dark material. (B) is a portion of HiRISE PSP − 001408 − 1900centred 158.01oE/10.02oN (illumination from left) showing a close view of the contactbetween a bright fan and the darker material. In that case, the bright material appears tobe composed by metric to sub-metric rocks, and the dark material composed by smoothergrains.


Fig. 8.12 � Orientation of the dark patches found in the cavities of Cerberus craters. Inthe craters with a diameter less than 10 km the dark features are found on the northeastpart of the crater �oor while in the craters with diameter larger than 10 km, the darkdeposit is found on the southwest part of the crater �oor. This crater size dependentpattern suggests that the redistribution of mobile material is controlled by the wind �owassociated to the topography of the crater. Unfortunately, the source of the dark materialcan not be attributed either to dark material originally in the crater or outside the craterfrom this observation.


wever, the dark area is located in the same angle with or without central peak in the case

of large craters, ruling out this hypothesis. The full understanding of the dark pattern

within crater cavities would require further investigation and modeling of the wind �ow

at the local scale with craters, [which is beyond the scope of this paper / CONSEILS

FRANCOIS FORGET]. Over the study area, four craters show evidences of dark mate-

rial transportation from the inner cavity to the outside. These are the three craters c1,

c2, c3 and a fourth one centered 3.1oN and 161.8oE. Three of these craters show dark

dune �elds. If dune �elds form only when a su�cient amount of sand is available, the

association of dark crater tails and dark �eld dunes suggests that a signi�cant quantity

of dark material is also needed to be transported outside the craters. When the wind is

able to work out a su�sant quantity of material within the crater to form dunes, it is also

probably able to transport it out of the craters. The presence of similar dark material

depositis in a large number of craters on various terrains suggest to �nd a unique process

operating at the global scale to explain their occurrence. From an external source the

dark material would have been transported by winds from a common source over large

distance and preferentially deposited in crater cavities. A source of dark material inside

the crater would imply the presence of the similar material over all the di�erent terrains

where such crater cavities are observed. The observations at Cerberus does not allow to

decide if the source is within or outside the crater.

8.2.2.3 Synthesis : a map of dark material exposures

The Figure 8.9 synthesizes all the observations of the area, including the 6 types of

dark material outcrop in addition to the dark dunes, which have been discussed in the

�rst section and which are represented by a croissant. The large dark surfaces covered

by a bright blanket, represented by the open white triangles, are restricted to the region

southwest of the 'northern Cerberus Fossae' with elevation ranging from -2500 meters

to -2000 meters. The topographic gradient corresponds to the southeastern part of the

Elysium rise. The dark layers inside knobs (F) are only visible in the area around the

northern Cerberus Fossae fracture, and in particular where the water �ew. Many of these

knobs show eroded basement and stand on a resurfaced plain. Dust devil tracks are found

in the low area domain, next to the large darker surfaces but also northeast of the northern

Cerberus Fossae fractures. All the areas with dark material associated with eroded layers

or with dark material transported near from a potential zone but one are also located

within the riverbeds of Grjota' Vallis. The thickness of the strata visible in the eroded

knobs and the fracture outcrops could not be determined with accuracy but is estimated

to be a maximum of 100 m.

The distribution and morphological characteristics of dark material exposure suggests

that we are in presence of two materials with di�erent origin. This will be investigated in

160 Thermal and spectral properties of dark material

the next section focusing on the mineralogic composition and thermal properties of dark

and bright material.

8.3 Thermal and spectral properties of dark material

The thermal and spectral properties have been studied with the objective to charac-

terize the grain size and the mineral composition of the dark material. TES mineralogic

maps and the deconvolution of OMEGA spectrum using the MGM method [Sunshine et.

al, 1993] are used to search for ma�c mineral and oxydes. The TES thermal inertia map,

in addition to THEMIS-IR images, have been used along the previous work of Pelkey

[2001], Presley [2006], and Fergason [2006] to discuss the physical properties of material

exposures in terms of grain size, degree of induration or abundance of rocks.

8.3.1 Thermal properties

As done at the global scale [Mellon,2000 ; Putzig,2005], a scatter plot of the TES

thermal inertia versus the TES albedo has been achieved for the region between 0oN/140oE

and 20oN/170oE (cf. Figure 8.13). Two distinct linear trends can be recognized on the

scatter plot. A �rst domain, referred as (A), has rather high thermal inertia with reduced

variations (from 330 to 300 J/m2Ks1/2, i.e. ≤10%) while the albedo increases from 0.1 to

0.24. The second domain, referred as (B), shows limited albedo variations from 0.24 to

0.31 while the thermal inertia greatly decreases from 300 to 10 J/m2Ks1/2 with increasing

albedo. The boundary between the two domains occurs for an albedo value of about 0.24.

For each domain, a least squares linear �t is achieved. For the �rst domain, we obtain :

I = (386.3± 5.7)− (494.7± 25.4) ∗ A (8.1)

and for the second domain :

I = (1252.2± 4.2)− (4064.6± 15.9) ∗ A (8.2)

where I is the thermal inertia and A is the surface albedo. The decrease of thermal inertia

with increasing albedo is thus about ten times faster in the second domain than in the �rst

one. Then, the points are classi�ed into di�erent groups. For this purpose, the straight

lines are divided into 20 segments such that the number of points projected along the

straight line is the same inside each segment (500 hundred points per group and 3000

points per group for the �rst and second domain, respectively). A color is assigned to

each group and the resulting map is presented in the Figure 8.13. From the knowledge

that bright material corresponds to a more or less continuous dust cover with a possible

Thermal properties 161

variable thickness, we interpret the two domains and the evolution of albedo/thermal

properties of this region with an progressive increase of the amount of dust. The �rst

domain could correspond to an exposure of terrain dominated by the dark material,

composed of coarser grains, wich are progressively coated and covered by thin patches of

bright dust as the albedo increases. These patches of dust being not continuous and thin

(few tens of micrometers at maximum), they are only able to modify substantially the

albedo leaving the thermal inertial essentially controlled by the thermal properties of the

dark material. The transition to the second domain would correspond to the situation for

which the dust cover becomes continuous. As the dust thickness increases, its insulating

property translates into a decrease of the e�ective thermal inertia value resulting in a

diurnal thermal skin depth still encompassing the underlying darker material. In this

case, the increasing dust layer thickness a�ects the thermal inertia while the change in

albedo is limited. The lowest thermal inertia value corresponds to the situation for which

the thermal skin depth is given by the thermal properties of the bright material. In our

case, the skin depth of the bright material deduced from thermal conductivities values

(see later) is less than 2 cm, within the range of the dust. Summarizing these ideas, we

propose that the surfaces of the group A should be interpreted as a variable surface ratio

of dust patches versus exposures of dark material. The surface of the group B should be

interpreted as a variable thickness of a continuous dust layer.

Presley and Christensen [1997] studied the thermal conductivity of particulate ma-

terials and give the empirical relationship between the particule size and their thermal

conductivity. The particule diameter (d in µm) as a function of the thermal inertia (I in

J/m2Ks0.5) is thus written :

d = (I2

ρ.Co.C.P 0.6)

1−0.11.log(P/K) (8.3)

where ρ is the bulk density in kg/m3, Co is the speci�c heat capacity in J.kg−1.K−1, P is

the atmospheric pressure in torr and C and K are constants equal to 0.0015 and 8.1×104,

respectively. For silicate material, the value of Co is equal to about 1000 J.kg−1.K−1, and

the atmospheric pressure on the Cerberus low albedo area (between −2000 m and −2500

m) is about 7 mbars (5.26 torr). We consider that the representative thermal inertia of the

dark material is about 300 J.kg−1.K−1 and a representative value of the thermal inertia

of the bright area is 80 J.kg−1.K−1. The above equation can be used to infer the particle

size if the density of the soil is known. However, it exists some degree of correlation

between the size of the particles and their density when they are simply found at the

surface (without any compaction) as mentionned in Presley and Christensen [1997]. The

interpretation of thermal inertia values is never unique. We propose here the following

approch, relying on a direct comparison with available laboratory measurements under

Mars condition for particulate material. We do not claim neither that the particule size


Fig. 8.13 � Scatter plot of the TES thermal inertia against the TES albedo values ex-tracted on the Cerberus Plains (see the coordinates on the right map). The scatter plothas a boomerang shape and shows two main domains separated by the dashed line. The�rst domain (A), has low thermal inertia variations (from 330 to 300 Jm−2K−1s−1/2) withgreat albedo variations (from 0.1 to 0.24). The location of the domain (A) is representedby blue and purpule colours on the map. It is likely composed by the surfaces representedby the sketches (1) and (2). These surfaces probably expose dark and coarse grains un-covered to partially covered by bright dust, likely to present greater variations in albedothan in thermal inertia. The second domain, represented by the letter (B), has low abledovariations (from 0.24 to 0.31) while the thermal inertia greatly varies (from 300 to 10Jm−2K−1s−1/2). The location of the domain (B) is represented by green, yellow and redcolours on the map. It is likely composed by the surfaces represented by the sketches (3)and (4). These surfaces probably expose dark and coarse material almost all covered bybright dust (3), and a thickening of the bright dust blanket (4). The domain (B) presentshigh albedo values, but a thin cover of dust still allows the higher thermal inertia valuesof the coarse and dark material to be tracked while a thickening of the dust blanket eraseall thermal signals from a potential underlying coarser material. The dust cover indexfrom TES agrees with that statement, evidencing that the area with dust are bright, andthat the low albedo surfaces are dust free.

Spectral properties 163

value and density derived are those really present. But we can be sure that such particule

size and density value have the measured thermal inertia, which is better than assuming a

density to derive the grain size from the empirical formula. Thus, we simply reported on a

particle size - density graph (Figure 8.14) the values for the set of experiments from which

the empirical expression in Presley and Christensen [1997] was derived. On this graph,

we reported di�erent curves from equation (3) corresponding to thermal inertia ranging

from 50 J.kg−1.K−1 and 330 J.kg−1.K−1. It is then possible to determine from this graph a

couple of values of density and grain size. Under Cerberus plains atmospheric conditions,

material with a thermal inertia of 300 J.kg−1.K−1 correspond to a particle diameter of 250

µm and a density of ρ = 1900 kg/m3. Material with a thermal inertia of 80 J.kg−1.K−1

corresponds to a particle diameter <11 µm with a lighter density ρ <700 kg/m3. Following

the Greeley [2006] abbreviated wentworth grade scale for small clastic particle the dark

material corresponds to medium and �ne sand, and the bright material is made of clay

and dust (Mars atmosphere ∼3 µm).

We made a quanti�cation of the e�ect of an increasing dust thickness on the thermal

inertia. In order to �nd the thermal skin depth of the two layers material (δ) as a function

of the thickness of the dust layer (δ1), we numerically solve the equation :

δ =

√P

πC(δ1ρ1 + (δ − δ1)ρ2)× 1

(δ1/K1) + (δ − δ1)/K2

(8.4)

Where P is equal to 86400, K1 is the thermal di�usivity of the dust and K2 is the

thermal di�usivity of the material covered by the dust. For the values of K found via

the thermal inertia on the Cerberus area, we �nd that the diurnal temperature variation

would be a�ected by dust for dust thickness ranging 1 cm to 10 cm (Figure 8.15). If the

dust coverage has a thickness below 1 cm, it does not a�ect the thermal inertia of the

covered material, and if the dust coverage has a thickness larger than 10 cm, it controls

totally the thermal inertia.

8.3.2 Spectral properties

8.3.2.1 Analysis of OMEGA spectra

The spectral properties of the low albedo areas on Mars are usually associated with

ma�c material exposures [Jaumann et al., 2006, Tirsch et al., 2007, Schneider and Ha-

milton 2006]. We focus here on the mineralogic composition and on the degree of mixing

between the dark and bright material. For this purpose, 4 spectra were selected following

the previous mapping of dark and bright surfaces. The spectra are sampled on : (1) the

dark dune �eld in the crater c3, (2) the low albedo surface of Cerberus, the bright tail

located at the shadow zone of a crater situated on the low albedo area, the bright surface

out of the low albedo area of Cerberus. Poulet et al. [2007] via the OMEGA experiment


Fig. 8.14 � Constrains on the grainsize and the density from the thermal inertia valuesof the Cerberus plains. The equation of the grainsize (µm) as function of the bulk density(kg/m3) (Presley and Christensen [1997]) for material with a thermal inertia rangingfrom 50 to 330 Jm−2K−1s−1/2 (dotted curves) under the Cerberus atmospheric conditionsis represented. The categories of grainsize expected for speci�c densities used by Presley

and Christensen [1997] during their laboratory measurements are represented by verticallines and the corresponding domain is represented in grey for clarity. The intersectionsbetween the trend of these categories with the dotted lines correspond to the values ofdensity and grainsize corresponding to a given sample of the laboratory experiment. Thelow albedo material with a thermal inertia of 330 Jm−2K−1s−1/2 is thus expected to becaracterized by grainsize larger than 250µm and a density larger than 1800 kg/m3. Thebrigh material has a thermal inertia of 80 Jm−2K−1s−1/2 and is probably caracterized bya density of 800 kg/m3 and a grainsize around 8µm.

Spectral properties 165

Fig. 8.15 � Expression of the thermal skin depth of a two layer material as a functionof the thickness of the dust layer. With the thermal inertia found on the Cerberus area,the graph shows that the main variations of thermal skin depth will occurr with a dustlayer between 0.1 cm and 1.9 cm. If the dust layer is thicker than 1.9 cm, the thermalskin depth will be totally controled by the dust cover. We note that the minimum of thethermal skin depth of this two layer material is less than the thermal skin depth of thedust itself. This results from the non-linear behavior of the e�ective thermal conductivityassociated to a linear behavior of the e�ective density with the thickness of the dust layer.


Detection Dark Dark Bright tail BrightThreshold dunes surfaces on dark surface surface

Pyroxene 0.01 0.0288 0.0178 −0.0135 −0.0172Olivine (Mg-rich) 1.04 1.0359 0.9820 1.0059 1.0016Olivine (Fe-rich) 1.02 1.0020 0.9750 0.9758 0.9978

Tab. 8.1 � Values of the formulations of the spectral parameters from Poulet et al. [2007]over 4 OMEGA average spectra taken on 10 square kilometer areas over the Cerberusplains : (1) On the dark dune �eld in the crater c3, (2) On the low albedo surface ofCerberus, (3) On the bright tail located at the shadow zone of a crater situated on thelow albedo area, (4) On the bright surface out of the low albedo area of Cerberus. Asdiscussed by Poulet et al. [2007] such values on the dark dunes are indicative of pyroxenesand probably olivine (Mg−rich) even if the detection threshold is not reached, the grainsizeis inducing some uncertainties in the detection threshold. Pyroxenes are detected in darksurfaces too. The other values for the rest of the terrains are largely below the detectionthreshold. These values suggest that dark dunes are composed of pyroxenes and Mg-rich Olivine. The better detection over the dark dunes suggests a coarse size grain sinceminerals are more easiely detected for diameter on the order of or larger than 100 µm.

developed spectral parameters in order to assess the detection or the absence of detection

of minerals at the surface of Mars. The spectral parameters for olivine and pyroxenes

are estimated for the four spectra and presented in Table 8.1. The dark dunes values are

indicative of pyroxenes. Olivine (Mg−rich) is also probably present even if the detection

threshold is not reached. Pyroxenes are detected in dark surfaces with slightly lower va-

lues. The two other spectra have spectral parameters lower than the detection thrershold.

This analysis suggests that dunes are composed by the coarse-grained fraction of the dark

material enhancing the detection of pyroxene and olivine from the infrared spectra.

These 4 spectra covering the visible and near-infrared range (0.4-2.6 micron) (cf. �gure

SPECTRES) are further analysed using the modi�ed Gaussian model (MGM), considering

both the 1 and 2 micron absorption bands. Depending on the encountered mineralogical

complexity, an increasing number of gaussian bands has been considered, in order to

address various mixtures of ma�c minerals involving orthopyroxene, clinopyroxene and/or

olivine [Pinet et al., 2007]. An automatic method is implemented on the original MGM

approach [Sunshine et al., 1990 ; Sunshine and Pieters, 1993] to initialize the MGMs

parameters and we test systematically several con�gurations depending on the number of

minerals. Each spectrum is deconvolved several times with the MGM using di�erent initial

con�gurations di�ering in band numbers and positions in order to test di�erent possible

mixtures of ma�c minerals. The model simultaneously �ts both the overall shape of the

continuum and the considered set of absorption bands, while minimizing the residual

mean square (RMS) error.

Schematically, two types of spectral behaviors are found : the �rst one, associated

with pronounced nanophase ferric oxides combined with moderate to weak orthopyroxene

167

absorptions and the second, associated with pronounced cpx-ol absorptions. In both cases,

the spectral shapes are modulated by changes in the overall slope of the continuum which

may range from positive to negative. From their albedo, spectral slope characteristics and

MGM deconvolution outputs, the bright surface and bright tail on dark surface spectra

belong to the �rst type while the dark surface and dark dunes spectra are in the second

category, with similar characteristics to the low albedo spectra analyzed on Syrtis Major

[Pinet et al., 2007]. Indeed, the dark surface spectrum shows the ubiquitous presence of

high-calcium pyroxenes while the MGMmodelling identi�es both olivine and high-calcium

pyroxene absorptions for the dark dunes spectrum.

8.3.2.2 Comparison with chemical maps and TES observations

Linear deconvolution of TES spectras were recently released as global mineral maps

[Hahn et al., 2007, Karunatillake et al., 2007, Newsom et al., 2007]. The values of the

low and high albedo surfaces have been listed in the Table 8.2. The major tendencies

are a higer abundance of plagioclase (mean=3.9%±4% and max=20%) and high-calcium-

pyroxene (mean=2.5%±4% and max=19%), in the dark area than in the bright ones.

Previous studies from the high-resolution TES on the dark surfaces [Rogers et al.,

2003a] of the northen hemisphere targeted the dune �eld in the crater c2 and the eastern

boundary of low albedo area in Cerberus, among other martians areas [Rogers and Chris-

tensen., 2003b]. The deduced composition has high concentration of basalt (from ∼30%to ∼100%) and three scenari were proposed to suggest its origin, and among them, the

local erosion of the knobs near Tartarus Montes.

8.4 Discussion

8.4.1 Interpretation : source and mobility of dark material

This section presents a review of the observations leading to the characterization of

the source, nature, and mobility of the dark material. The dark material is found over a

large area contourning the southern Elysium Mons �ank. It is possible to distinguish the

dark material occurrence resulting from transport than the ones associated with in place

eroded dark layers. The geographical distribution is striking. Indeed, the exposures of dark

material associated to dark layers are clustered within the river beds from the Grjota' vallis

event. The prevailing winds on Cerberus are in line with orientation of the Cerberus dark

region wich is bounded at the North-East by the northern Cerberus Fossae. Numerous

knobs showing eroded dark layers are found in the river of Grjota' vallis taking source

in northern Cerberus Fossae. In addition, the exposures of transported material not in a

direct association with an in place dark layer spread out southwestward of Grjota' vallis.

168 Discussion

Bright areas Dark areas

Major (%) Max Mean Stddev Max Mean StddevTh 0.69 0.53 0.09 0.43 0.40 0.01Cl 0.75 0.63 0.04 0.62 0.50 0.04FeO 24.82 23.41 0.98 23.41 22.69 0.37H2O 6.97 5.59 0.53 5.20 4.83 0.19K2O 0.74 0.61 0.04 0.60 0.56 0.02K/Th 7218.39 404994.53 1061.52 6617.99 5837.88 315.65SiO2 44.52 43.63 0.31 43.67 42.80 0.48

Mineral (%)Quartz 0.011 0.00004 0.0005 0.018 0.0013 0.003K-Feldspar 0.075 0.028 0.011 0.055 0.015 0.015Palgioclase 0.110 0.002 0.008 0.195 0.039 0.04Amphibole 0.020 0.00003 0.0007 0.019 0.0002 0.001Low-Calcium-Pyroxene 0.009 0.000008 0.00027 0.020 0.001 0.003High-Calcium-Pyroxene 0.030 0.00017 0.0017 0.188 0.025 0.04Olivine 0.001 0.000002 0.00006 0.044 0.003 0.007Hematite 0.047 0.0003 0.002 0.074 0.006 0.01High-Silicon-Glass 0.109 0.02 0.015 0.139 0.04 0.03RMS 0.003 0.003 0.0006 0.002 0.002 0.0007

Thermal Inertia (J/m2Ks0.5) 303 119.25 32.63 386 279.15 40.99

Albedo 0.29 0.27 0.008 0.25 0.20 0.027

Dust Index 0.97 0.935 0.0057 0.97 0.959 0.010

Tab. 8.2 � Concentration in major elements and minerals within the low albedo surfacesand the bright areas of Cerberus plains. The noticable trends are abundant plagioclaseand High-Calcium-Pyroxene content with a more important crystallinity in the dark areassuggesting a volcanic origin.

Interpretation : source and mobility of dark material 169

Other occurrences of dark layers can be also found almost everywhere in the fractures.

Then, it is possible to conclude on the grain size of the dark material from morphome-

tric, thermal and distribution analysis of dark exposures. The higher heights of the dark

dunes compare to the bright ones suggest that bright and dark material have a di�erent

grain size distribution. The TES thermal inertia con�rmed that the dark material is coar-

ser (∼ 250 µm) than the bright one (∼ 11 µm). Presley and Craddock [2006] conclude on

the fact that the thermal inertia-derived particle size is closer to a maximum particle size,

rather than an average or modal particle size. The presence of dark dunes �eld and the

orientation of dark patches within craters shows that the dark material can by transpor-

ted by wind, while the pattern of deposition is clearly controlled by the geometry of the

crater. Di�erences in grain size are also con�rmed by the streaks around impact craters

constraining the distance of transport of the dark material. In summary, the coarser dark

material has been transported within hundreds of kilometers from its source, while the

bright material is probably transported and mixed all over the region. A detailed joint

analysis of the albedo and thermal inertia values reveals that the dark surface extends

probably on wider area that observed, and is covered by variable amount of dust. These

di�erences in mobility imply a much regular and global transportation of the bright ma-

terial by the winds than the dark material which would require strong storm winds to

be mobilised. The reasons for such a di�erence in mobility between the dark and bright

material can be either the di�erence in grainsize, in addition to di�erent mass density or

magnetic properties. For each of them, the wind required to mobilise the dark material

would be greater than for the bright one. In the case of coarser dark grains, as suggested

by the rover observations [Greeley, 2005], their greater mass would let them unmobilized

while the bright dust would be transported. This hypothesis would not obviously require

a chemical di�erence between the bright and dark material, since the photometry can

explain the darker appearence of coarser grains. For almost the same grainsize but with

higher density of dark grains due to di�erences in compositions, the dark grains would be

less mobilized than the bright one. Identically, a higher magnetisation of the dark grains,

composed by a higher content of magnetic minerals, would easier the formation of darker

materials aggregats and inhibate their mobility compared to the bright material. The last

two hypothesis requires material with di�erent compositions and thus di�erent origin.

The occurrence of the dark surfaces in Cerberus plains, but also in many places of Mars,

suggests that, if similar, their origin is related to a global event, or at least to a common

process on Mars, like the volcanism.

Finally, it is possible also to conclude on the nature of the dark material from both

TES and OMEGA data. [Rogers and Christensen, 2003] have performed an analysis of

high-resolution TES observations of the northern hemisphere. From their analysis of the

dark surfaces at Cerberus, they concluse about a dominant contribution of basalt in the

spectral signature. In addition, the analysis of OMEGA data shows that the dark material

170 Discussion

is composed of high-calcium-pyroxene, with a very similar spectral signature of the basalts

found at Syrtis Major. Possible accumulation of olivine in the dunes are also consistent

with the mineralogic evolution of transported basaltic sands [Baratoux et. al, 2007]. The

spectral sudies also con�rms a di�erent composition and origin of the dust and dark

material.

8.4.2 A volcanic layer eroded by Grjota' Vallis

Dark material accumulations are found in many Martian areas for instance, within the

highlands craters or at the Syrtis major formation. From the orbit, the thermal, visible

and spectral properties appear to be almost the same in all these places, with ma�c

material probably composed by coarse grains. Many hypotheses can be involved to explain

the occurrence of this material in places that do not have the same geologic history :

(1) the common dark material has been transported from a source di�erent from the

craters themselves since they excavated material of di�erent composition. (2) the material

excavated by the craters may have a similar composition despite impacting on di�erent

geologic units (3) a sorting process a�ecting material of di�erent composition resulted in

the concentration of a fraction of the same minerals inside the dark patches (high-calcium

pyroxenes and olivine). We do not pretend to explain all the ma�c features visible on

Mars, but this investigation of the Cerberus low albedo origin may have implications for

the understanding of other low albedo regions on Mars.

It is well accepted that the Martian wind mainly transport the dust on the planet sur-

face. It is unlikely that even the global storms are transporting particules with a grainsize

>100µm, and the redistribution of the dust is mainly responsible for the surface albedo

changes. It has been proposed that the dark dunes within the craters are fossil, indured,

or frozen [Fenton and Mellon, 2006b], and that the dark dune migration of the Rabe cra-

ter are not exceeding 1-2cm/Martian year [Fenton, 2006a]. The various wind directions

evidenced by the dune �elds morphologies in the crater �oors of Cerberus evidence a

favorable environment for the stability of the dune �eld. Moreover, no signi�cant varia-

tions can be reported on the dunes �eld which is corvered by THEMIS and MOC images

separated by 30 months.

Based on this review of our observations, we propose the following story for the origin of

dark material exposures at Cerberus. Basically our hypothesis involves a major volcanic

event that generated a thick deposit of unsorted volcanic clasts over a zone probably

larger than the study area. This deposit has been covered by successive events (e.g.,

eolian sedimentations, accumulations of impact ejecta, dust accumulation). We propose

that the dark strata has been outcroped by the erosion of the knobs during the formation

of Grjota' vallis in the area of northern Cerberus Fossae, about 500 millions years ago.

Then, in order to explain to the extent of the dark area, we propose that the material

171

of the strata has been transported by the winds, distributed from the northern Cerberus

Fossae area to the south west. By this transportation the material has been naturally

sorted by the winds and a correspdonding sand size fraction has been accumulated in

craters where to form dunes.

The northern Cerberus Fossae released both water and lava hundreds millions years

ago. The riverbeds visible from MOLA DEM [Burr et al., 2002 ; Plescia, 2003 ; Vaucher

et al., 2007] have rami�cations North and South as indicated by the black arrows (cf.

Figure 8.9, upper part). These are considered as evidences of water erosion processes on

both sides of the fracture. The Grjota' vallis represents a �uvial event erupted from linear

fractures [Burr et al., 2002 ; Plescia, 2003 ; Vaucher et al., 2007], in association with lava

�ows, that happened between the rise of Elysium and the younger lava �oods events of

Cerberus plains (261 My), probably before 500 My [Vaucher et al., 2007].

The occurrence of this type of ma�c material which can be found everywhere else

on Mars suggests the activity of explosive volcanism at Cerberus and elsewhere. This

volcanism is always associated to fallen deposits as tephra or ashes. In the case of the

Cerberus dark area, the activity of Elysium volcanoe or any other volcano could create

few tens of meter thick blanket of unsorted fallen tephras of ma�c composition.

8.5 Conclusion

We have shown the di�erent in grain size, mobility and composition of the bright and

dark material in the Cerberus area. The dark is likely to be basaltic in composition, with

a coarse grain size. All the characterisitics are consistent with volcanic clasts produced

by explosive volcanism. From the characteristics and distribution of dark exposures, we

suggest that the dark region of Cerberus results from the erosion of a strata of volcanic

clasts during the formation of Grjota' vallis.

This dark material has been then transported by winds, in consistency with the pre-

vailing wind orientation at the present time. This resulted in the formation of sand dunes

within crater cavities, with the natural sorting of eolian fraction and possible accumu-

lation of olivine. The variations of albedo can be explained by a variable dust cover of

widespread dark material. The occurrence of dark layers in the fractures and on the knobs

is the evidence that such ash deposits were not isolated and bring another similitude with

the terrestrial volcanoes that are built by the accumulation of lava �ows and ashes. This

study aimed at providing an explanation valid only for the case of dark material at Cer-

berus. However, the widespread occurrences of similar exposure of dark material (e.g.,

wind streaks, dust devils, dark dunes) emphasizes the role of explosive volcanism in the

interpretation of the albedo features.

172 Conclusion

J'ai dit à mon assistant... que je pensais avoir découvert

un satellite de Mars. Je lui ai recommandé de se taire car

je ne souhaitais pas qu'on sache quoi que ce soit avant que

la chose ne fasse aucun doute.

Asaph Hall 9Rhéologie des coulées de laves de Cerberus

La cartographie des plaines de laves de Cerberus a permis d'identi�er de nombreuses

coulées de laves et de dé�nir leurs contours. A la suite du chapitre précédent qui a décrit

les dépôts éoliens en relation avec l'activité volcanique explosive probable de la région de

Cerberus, nous allons nous attacher dans ce chapitre à décrire les phénomènes e�usifs qui

se présentent sous forme de coulées de laves et de volcans boucliers.

Les plaines de lave de Cerberus sont les surfaces les plus lisses de Mars à l'échelle ki-

lomètrique. Cette observation, en considérant que ces surfaces sont d'origine volcanique,

laisse supposer que les coulées de laves de Cerberus sont parmi les plus �uides de la pla-

nète. En e�et, les laves visqueuses ont généralement des morphologies plus accidentées

et des reliefs prononcés conduisant à une rugosité de surface plus élevée à l'échelle kilo-

mètrique que les �uides moins visqueux. Sur Cerberus, des coulées massives sont visibles

ainsi que les petits volcans boucliers et ces di�érentes morphologies laissent supposer qu'il

coéxiste des magmas aux rhéologies contrastées probablement associées à des composi-

tions variables.

Il est possible de caractériser la rhéologie d'une coulée de lave à partir de ses para-

mètres géométriques. En e�et, la construction d'une coulée de lave et ses dimensions vont

dépendre des matériaux qui la composent, de leurs caractéristiques physiques et de leurs

taux d'éruption. L'expérience terrestre à permis de developper et de valider ces techniques

qui sont appliquées sur Mars et aux autres planètes, en particulier Io, la Lune, Venus et

Mars. Ces méthodes ne sont cependant pas toujours adaptées aux conditions des autres

planètes car elles ne permettent pas toutes de prendre en compte les modi�cations de

gravité ou les conditions de refroidissement des coulées en présence d'une atmosphère ou

non, et avec des températures de surface di�érentes. Ces estimations semblent pourtant

donner des résultats similaires à ceux trouvés sur Terre, et au pire, si la valeur absolue

obtenue présente un décalage, il reste que ces méthodes permettent de comparer relative-

ment les coulées martiennes entre elles.

173

174 CHAPITRE 9. RHÉOLOGIE DES COULÉES DE LAVES DE CERBERUS

Bien que ces méthodes aient été appliquées sur les coulées de laves d'Ascraeus Mons ou

des petits volcans de Syria Planum, elle n'ont toujours pas été employées pour caractériser

la rhéologie des laves de Cerberus. Le problème réside dans la di�culté à déterminer les

contacts de coulées dans les plaines de Cerberus où les coulées s'entre-mêlent et s'écoulent

sur des pentes extrêmement faibles. La cartographie réalisée au cours de cette thèse a per-

mis de bien dé�nir un certain nombre de coulées et de localiser des volcans boucliers avec

des coulées de laves susceptibles d'être analysées géométriquement pour en déduire une

rhéologie. Jusqu'à cette étude, les modèles d'écoulement de laves sur Cerberus supposaient

une viscosité pour discuter des taux d'émission, sans déduire une viscosité directement

des mesures de coulées de laves. Les viscosité supposées par ces modèles varient autour

de 103 Pa.s de plus ou moins un ordre de grandeur.

Pour determiner la rhéologie des coulées de laves de Cerberus, nous avons utilisé : (1)

le nombre de Graetz qui permet de relier la géométrie d'une coulée à son taux d'éruption,

(2) l'équation de Je�rey qui relie le taux d'éruption à la viscosité et (3) le modéle de

Bingham qui permet de déduire la contrainte seuil d'une coulée à partir de sa géométrie.

En plus de ces trois méthodes largement utilisées sur Mars nous avons proposé d'utiliser

le pro�l théorique d'un volcan bouclier obtenu à partir d'hypothèses sur les milieu poreux.

L'écoulement du magma au travers de l'édi�ce volcanique est considéré essentiellement

identique à celui de l'écoulement d'un aquifère non-con�né et axisymmétrique. Nous sup-

posons que la surface du volcan est à pression constante et que la pente du volcan est

faible ce qui permet de justi�er l'approximation de Dupuit.

Les résultats mettent en évidence deux types de rhéologies indépendantes des taux

d'émission avec : (1) des coulées de laves massives dans les plaines qui présentent des vis-

cosités de l'ordre de 105 Pa.s comme les laves trouvées sur Ascraeus Mons, (2) des coulées

chenalisées dans les plaines et les coulées des petits édi�ces volcaniques qui présentent des

viscosités systématiquement inférieures à 103 Pa.s. La seconde rhéologie est la plus �uide

de Mars, et aucune autre coulée martienne n'a été répértoriée sur Mars avec des valeurs

aussi faibles. Cependant, des analogues terrestres existent avec des viscosités équivalentes

ou même plus faibles en la présence de komatiites ou de carbonatites. La modélisation de

la forme idéale des volcans boucliers con�rme en premier lieu la nature volcanique de cet

objet. Les taux d'éruption et les viscosités dérivées par cette méthode tombent exacte-

ment dans les valeurs déduites par les autres méthodes. De plus ce modèle de forme de

volcan idéal a permis de découvrir qu'au moins un volcan était enfoui sous les laves, et

que sa base se trouvait 70 mètres sous la surface actuelle des plaines. Cette découverte est

cohérente avec les profondeurs moyennes contraintes, dans le chapitre de cartographie, à

partir des modèles de volumes de laves comblant la dépression topographique de Cerberus,

175

profondeurs qui sont estimées entre 50 et 100 mètres dans cette zone.

Pour discuter la présence de laves aussi �uides sur Mars il faut prendre en compte l'âge

de cet événement qui implique une lithosphère épaisse, la situation étant même aggravée

dans le cas de Cerberus par une croûte relativement �ne. Cet environnement implique la

fabrication de produits de fusion du manteau à partir de degrés de fusion relativement

faibles en comparaison avec les autres volcans martiens plus anciens. Dans cette situation,

la présence dans la région de Cerberus des laves les plus �uides de Mars peut s'expliquer

par une combinaison de diverses contributions : (1) la présence d'éléments chimiques

comme le phosphore dans les laves qui retarde la cristallisation, le manteau martien étant

lui-même enrichi en phosphore par rapport au manteau terrestre, et (2) la présence d'eau

dans le magma, et en particulier des radicaux libre -OH qui cassent les chaînes de polymers

de la silice et diminue la viscosité. L'eau est omni-présente dans les plaines de Cerberus

et se trouve associée a toutes les e�usions volcaniques. Il est nécessaire de quanti�er

la proportion d'eau relachée par les magmas lors de leurs ascension pour permettre de

répondre à cette question. En e�et, l'apport en vapeur d'eau par les magmas est loin

d'être négligeable, et il se peut que la contribution du volcanisme récent à l'atmosphère

actuelle soit aussi importante.

Propagation d'erreur sur les mesures géométriques dans le modèle de Bingham

Dans le cadre de cette thèse, des mesures de paramètres géométriques sur les coulées de

laves chenalisées de Cerberus on été faites et un calcul de propagation d'erreur à été réalisé

pour évaluer l'impact des erreurs possibles sur les di�érents paramètres géométriques dont

les valeurs moyennes sont utilisées ici. On considère que l'erreur sur la pente, en degrés,

est de l'ordre de '10−4', donc 'δα = 10−4'. La valeur de la pente est transformée en radians

pour que l'approximation de 'sinα = α' soit faisable.

Erreur sur la contrainte seuil 'σs' Contrainte seuil fonction de la hauteur

des levées

σs1 = ρgαHc = 14, 85 (9.1)

δσs1 = ρgHcδα + ρgαδHc = ρg(Hcδα + αδHc) (9.2)

δσs1 = 2800 ∗ 3, 7 ∗ (π

180)(1, 91 ∗ 6.10−4 + 0, 043 ∗ 1) = 7, 98 (9.3)

Contrainte seuil fonction de la largeur des levées

176 CHAPITRE 9. RHÉOLOGIE DES COULÉES DE LAVES DE CERBERUS

σs2 = 2ρgα2Ll = 14, 85 (9.4)

δσs2 = 2ρgLl(2α)δα + 2ρgα2δLl = 2ρgα(2Llδα + αδLl) (9.5)

δσs2 = (2 ∗ 2800 ∗ 3, 7 ∗ 0, 043 ∗ (π

180))(2 ∗ 1272 ∗ 6.10−4 ∗ (

π

180) (9.6)

+0, 043 ∗ (π

180) ∗ 500) = 6, 24

Erreur sur 'W'

W =L

2Ll

= 2, 22 (9.7)

δW =1

2Ll

δL +L

2L2l

δLl (9.8)

δW =1

2 ∗ 1272∗ 1000 +

5655

2 ∗ (12722)∗ 500 = 1, 26 (9.9)

Erreur sur ′F ′

F =2

15W 5/2 − 1

4W 2 +

1

6W − 1

20(9.10)

δF =2

15∗ 5

2W 3/2 ∗ δW +

1

4∗ 2W ∗ δW +

1

6δW (9.11)

δF =1

3∗ (2, 22)3/2 ∗ 1, 26 +

1

4∗ 2 ∗ 2, 22 ∗ 1, 26 +

1

6∗ 1, 26 = 2, 99 (9.12)

Erreur sur ′Fη′

Fη =F

(ρg)3( ασs

)4(9.13)

δ(Fη) =1

(ρg)3( ασs

)4δF +

4Fσ4s

(ρg)3α5δα +

4Fσ3s

(ρg)3α4δσs (9.14)

δ(Fη) =1 ∗ 2, 99

(3, 7 ∗ 2800)3(0,043∗( π

180)

14,85)4

+4 ∗ 0, 066 ∗ 14, 854 ∗ 6.10−4 ∗ ( π

180)

(3, 7 ∗ 2800)3( π180

)5(9.15)

+4 ∗ 0, 066 ∗ 14, 853

(3, 7 ∗ 2800)3(0, 043 ∗ ( π180

))4δσs

δ(Fη) = 41667, 84 + 51, 50 + 247, 74(δσs) (9.16)

177

Pour σs1 = 7, 98

δ(Fη) = 41667, 84 + 51, 50 + 1977, 01 = 43696, 35 (9.17)

Pour σs2 = 6, 24

δ(Fη) = 41667, 84 + 51, 50 + 1545, 89 = 43265, 24 (9.18)

conclusion On constate de grosses erreurs dues à l'accumulation des erreurs sur les

paramètres liés (Ll, LetHc). Pour palier à cet e�et, l'erreur sur Fη à été considéré pour

deux géométries extrêmes, négligeant ainsi l'erreur liée à la pente (51, 50) :

- Maximum MinimumL 3500 2400Ll 800 300Hc 2 1Fη 10267 9151

Tab. 9.1 � Ecart d'erreur sur la mesure géométrique

Au �nal l'erreur sur Fη est de 103 et reste dans le même ordre de grandeur que sa

valeur (Fη = 104 ± 103).

178 Introduction

The morphology of volcanic landforms at Cerberus : the most

recent and most �uid lava on Mars ?

1J. Vaucher, 1D. Baratoux, 1P. Pinet, 1M.Toplis, 2K.Kurita


France.

2 :Earthquake Research Institute, Tokyo, Japan.

Abstract : The �rst objective of this paper is to discuss the rheological parameters of

the Cerberus plains lava �ows in comparaison to the other lava �ows investigated to date.

Using Graetz number, Je�rey's equation and Bingham model, recent studies obtained vis-

cosity values between 105 Pa.s and 106 on Syria Planum and between 104 Pa.s and 107 on

Ascraeus Mons. We apply the same methods on the Cerberus plains. In addition we show

that such viscosities are consistent with the shape of shield volcanoes. The Cerberus plains

are characterized by the coexistance of two types of rheology independantly of the �ow

rate values : (1) the large lava �ows in the plains with viscosity values ranging ∼105 Pa.s,

in the range of other martian studies ; (2) the low shield volcanoes and the leveed lava cha-

nels with viscosity values below ∼103 Pa.s. These values are the lowest from our present

knowledge of martian lavas. However, such low viscosities of volcanic �ow are found on

Earth in the case of Komatiites or Carbonatites. The thick lithosphere at the time of the

Cerberus event implies low partial melting corresponding to a low Si content considering

the primitive mantle composition of Dreybus and Wanke. This low Si concentration may

contribute to the low viscosity of the liquid. In addition the occurrence of low viscosity

lava �ows might result from its chemical composition. First the abundance of phosphorus

in the martian mantle, and thus in the melt, may limit the crystal growth. Second, the

abundance of water in the magma with -OH radicals breaking the SiO2 polymer chains

can lower the magma viscosity. The role and presence of water in the magma is suggested

by the numerous water release event associated to the volcanic eruptions. Water released

by this recent magmatism might represent a contribution to the current amount of water

vapor in the martian atmosphere. This contribution could be evidenced by volcanic ashes

from Cerberus in the polar caps.

keywords : Mars, lava �ow ; rheology ; volcanism ; viscosity.

9.1 Introduction

The martian Cerberus plains have been suspected to be surfaces of recent and low

viscosity lava �ows for the last 20 years from the low surface roughness and the occurrence

179

of low shield volcanoes [Plescia, 1979, 1990, 2003 ; Berman et Hartmann, 2002 ; Burr,

2002 ; Keszthelyi et al., 2000, 2004 ; Sakimoto et al., 2001, 2003, 2004 ;Werner et al., 2003 ;

Lanagan, 2004 ; Tanaka et al., 2005 ; Vaucher et al., 2005]. Recently, Vaucher et al., [2007]

performed accurate mapping and dating of this area, referencing new shield volcanoes,

large lava �ow bounds and numerous evidences of a volcanic activity of Cerberus plains

over the last 200 millions years. In order to derive lava �ow rates on Cerberus plains,

Sakimoto et al., [2004] assumed a viscosity ranging from 102 Pa.s to 104 Pa.s. In order to

model the lava �ood emplacement on Cerberus plains, Keszthelyi et al., [2000] considered

di�erent viscosity values of 10 Pa.s, 102 Pa.s, and 103 Pa.s, respectively corresponding to

ultrama�c, basaltic, and basaltic-andesite �ows. Their model suggested a best viscosity

range between 102 Pa.s, and 103 Pa.s to explain the visible platy-ridge formation. The

Keszthelyi et al., [2004] model based on Icelandic Laki lava �elds analysis suggested a best

viscosity of 103 Pa.s, supposed constant and averaged over the entire �ow, to emplace

platy ridged �ood lavas. Sakimoto et al., [2001] and Plescia [2003] suggested that shields

formed as a result of eruption with lower e�usion rates or due to eruption of lavas with

higher viscosity values than those of large �ows. These assumptions allow to discuss the

�ow rate, but no lava viscosity values have been derived from Cerberus plains observations

until now to con�rm them. Several approaches, including Bingham model, Graetz number

and Je�rey's equation have been used recently for the rheologic estimates of volcanic �ows

on Syria Planum and Ascraeus Mons [Baptista et al., 2007 ; Hiesinger et al., 2007]. The

purpose of this paper is to apply these methods to the Cerberus lava �ows and to compare

the results to these other studies. It is clear that these simple analytical approaches may

produce wrong absolute values of viscosity even if they are widely applied for volcanic

�ow on planetary surfaces. It remains that they are the only way to compare lava �ows

on Mars on di�erents places. The Cerberus plains are already singular in terms of age,

roughness and morphology, and these methods allow us to show that this region is also

unique in terms of rheology. We then discuss about the possible conditions formative of

the most �uid an most recent martian lava �ows.

9.2 The rheology of volcanic �ow from remote sensing

data

9.2.1 The lava rheology from the geometry of the lava �ows

One of the objectives of remote sensing observations of volcanic �ows on planetary

surfaces is the estimation of the physical parameters of related eruptions, including the

e�usion rates and the rheological properties of lava related to its composition. The most

widely used methods for the determination of the lava rheology from their geometric

180 The rheology of volcanic �ow from remote sensing data

characteristics have been recently reviewed by Hiesinger et al. [2007]. These methods

usually consider the emplacement of the lava �ow as a Newtonian �uid, or alternatively

as a Bingham �uid characterized by its internal yield strength. The e�usion rate Q (m3/s)

can be estimated from the dimensionless Graetz number Gz :

Q = GzκLw

h(9.19)

where L is the �ow length (m) from the volcanic vent, w is the �ow width (m), h

the �ow height (m) and κ is the thermal di�usivity which is usually considered roughly

equal to 3×10−7 m2s−1. It has been observed that terrestrial basaltic lava �ows stop to

�ow when the Graetz number Gz reaches the value of about 300 [Pinkerton and Sparks,

1976]. The translation of the value to the martian environment is not available yet. Several

factor may a�ect signi�cally the cooling conditions of lava �ows compared to the Earth,

as the presence of a dense atmosphere, the colder surface temperature and the details

of the composition of the basaltic lava. This method should be thus applied, keeping in

mind that alle�usion rates may present a systematic o�set factor. The Je�rey's equation

[Nichols, 1939 ; Gregg and Fink, 1996 ; Gregg and Zimbelman, 2000] relates the viscosity

of a �ow µ (Pa/s) to its e�usion rate Q and its dimension L, w and h, assuming the

emplacement of a Newtonian isothermal �uid on a sloped surface of angle α :

µ =ρgh3w sin α

nQ(9.20)

where g = 3.73 m/s−2 is the gravity at the surface of Mars, α is the slope, n is a constant

equal to 3 for broad �ow and 4 for narrow �ow, and ρ = 2800 kg/m3 is the mass density

of volcanic rocks on Mars (choosen equal to the average mass density of terrestrial ba-

salts). The mass density of �owing volcanic material can be lower than the choosen value

depending on the amount of volatiles dissolved in the magma.

The internal yield strength of the �uid τ can be estimated assuming that it controls

the thickness of the �ow h and, the channel width w and the width of levees wl [Hulme,

1974 ; Moore, 1978 ; Wilson and Head, 1983] :

τ = ρgh sin α (9.21)

τ = ρgh2

w(9.22)

τ = 2ρgsinα2wl (9.23)

An assesment of these approaches has shown that the channelled lava �ows are better

modeled by Newtonian rectangular �ow than in�nite sheet �ow, Newtonian or Bingham

[Sakimoto and Gregg, 2001]. In addition, Lyman et al., [2005] showed that the lava �ow

The lava rheology from the geometry of shield volcanoes 181

can be stopped by either the internal yield strength of the magma or by the strength of

the growing crust. Finally the comparison of yield strength with magma viscosity should

be done with caution as we can not be sure of the nature of the yield strength we are

measuring.

9.2.2 The lava rheology from the geometry of shield volcanoes

In addition to these techniques, the shape of the shield volcanoes should be also related

to the rheologic properties and e�usion rate of the lava. To our knowledge, no attempt

has been done to use this topographic information to constrain lava rheology on Mars,

while shield volcanoes have been identi�ed in several places.

In general, the shape of volcanic edi�ces is di�cult to model, and it results from several

complicated proccesses including the activity of parasitic centers, the occurrence of explo-

sive eruptions, landslides and �ank collapses. At the contrary, the simple axisymmetrical

shape of shield volcanoes result from the construction of many small lava �ows which �ow

through the porous solidi�ed lava. As shown by Turcotte and Schubert [2002], the �ow

through the volcanic edi�ce is essentially the same as the �ow of groundwater through

an uncon�ned aquifer. Assuming the the surface of the volcano is a surface of constant

hydraulic head, just as the phreatic surface in an uncon�ned aquifer is, the shape of the

volcano h(r) satis�es the following di�erential equation [Turcotte and Schubert, 2002] :

∂2f

∂η2+ (

df

dη)2 +

f

η

df

dη+

η

2

df

∂η(9.24)

where f and η are similarity variables related to h and r following :

f = (kρg

µQ0

)1/2h (9.25)

η = (µ2

kρgQ0t2)1/4r (9.26)

where k, the thermal conductivity of the lava, ρ, its mass density, g, the surface gravity

on Mars, t, the time and Q0 is the e�usion rate. A numerical solution of the equation (9.24)

can be found in Turcotte and Schubert [2002]. The value of (Qµ) can be constrained fy

�tting this numerical solution to the topographic pro�les of martian shield volcanoes. The

shapes of several terrestrial volcanoes are in reasonable agreement with the theoretical

shape and this formulation should be also valid for Mars, as it accounts for the change in

gravity.

182 Morphology of lava �ow, geometric measurements and results

9.3 Morphology of lava �ow, geometric measurements

and results

As mapped in Vaucher et al. [2007], the Cerberus plains exhibits several types of volca-

nic morphologies. These morphologies can be divided, for the purpose of the presentation

of this study, following their size and are sketched on Figure 9.2. First, large of massive

lava �ow, leveed or unleveed are found commonly on the plains, and appear to be distri-

buted uniformly on the Acy unit of the geologicap map of Cerberus Vaucher et al. [2007]

and on the unit mapped by Tanaka et al., [2005]. Typically, the lava �ows are at least one

hundrer kilometers long and few tens of kilometers large (Figure 9.3). Then, we consider

the small lava �ows emanating from the vents of shield volcanoes (Figure 9.4). The size

of these volcanic �ows are about few kilometers long and few hundred meters large, thus

two orders of magnitude smaller than our �rst category. Levees are observed for some of

these �ows. Events of this size have not been found on the plains, but might di�cult to

recognize given the complicated morphologies resulting from intermingled �ows.

9.3.1 Geometry, rheology and e�usion rate of lava �ow

9.3.1.1 Lava �ows on the plains

In this section, we discuss the rheology of the lava �ows found over the plain, non

emanating from the central vent of the shield volcanoes. All the topographic information

comes from Mars Orbiter Laser Altimeter (MOLA) gridded data. Following our observa-

tions, we distinguish the large and unleveed lava �ows from leveed ones.

Large and unleveed lava �ows Two large lava �ows identi�ed in the Cerberus plains

are localized in Figure 9.1 and their widths, lenghs and heights measurements are repre-

sented on THEMIS-mosaic on the Figure 9.3. The errors of measurements for widths and

lengths are estimated lesser than 1 km in all cases. The RMS of heigths measurements in

di�erent points is about 5 meters. The �ow rate estimates from (1) are given Table 9.2

(ε1 and ζ1) and range from 4000 to 10000 m3/s. Propagating the errors on the geometric

measurements into the �ow rate estimates leads to 20% of uncertainties. It is noted that

this value is larger than the standard deviation of �ow rate calculations from each lava

�ow section which means that the 20 % value is probably overestimated. In addition to

this formal uncertainty calculation, it should be considered that the volcanic vents from

which the massive lava �ows emanated are unclear, and have been likely covered by youn-

ger �ows. Then, the lengths measurements are minimum estimates. As a consequence, the

e�usion rates are also minimum estimates.

The viscosity is estimated using the Je�rey's equation (2). For the case of large �ows,

Geometry, rheology and e�usion rate of lava �ow 183

Fig. 9.1 � Shaded relief map of the Cerberus plains. The white squares correspond to thefootpring of the THEMIS-mosaic mosaic in Figure 9.3 of the large lava �ows. The lettersa, b, c, c1, d and e denotes 6 shield volcanoes following Plescia[2003] and Vaucher et. al

[2007] and the circles locates the individual lava �ows used to infer the rheology of thevolcanic material composition the shields (cf. Figure 9.4).


Fig. 9.2 � Illustration of the various volcanic landforms observed on the Cerberus plains.(a) Comparison of the topographic pro�les of the shield volcano (B, see Figure 9.1 to theE-W topographic pro�le of the large lava �ow (E). The topographic pro�le of the lava�ow has been o�set for comparison. For a similar horizontal dimension, the height of theshield corresponding to the accumulation of numerous erutpions of magmas, is about 60meters, while the thickness of the lava �ow, corresponding probably to one single eruption,is about 35 meters. The presence of these two contrasted morphologies suggest variationsin both e�usion rate and lava rheology.


Fig. 9.3 � (a) THEMIS mosaic IR-Day of the large lava �ows (E) on the Cerberus volcanicplains. (b) THEMIS mosaic IR-Day of a second large lava �ow (F) on the Cerberus volcanicplains. The plain black line outlines the �ow edge. Dashed and dotted lines denote thelocations of our geometric measurements of widths and lengths, respectively.


Fig. 9.4 � THEMIS-Vis images of four channellized lava �ows identi�ed on the shieldvolcanoes. Images numbers are V13300014, V10567030, V12414005, V13300013 from topto bottom and correspond to the shield volcanoes A1,C,C and C1, respectively. Imageresolution is 18 meters / pixel and the illumination is from the north-west. Dashed anddotted lines denote the locations of our geometric measurements of widths and lengths,respectively.


the constant n was set equal to 3, corresponding to broad �ows. Since this equation

depends on the �ow thickness raised to the power 3, the estimation of the viscosity is very

sensitive to the accuracy of the �ow height, h. In the case of the massive lava �ows, the

MOLA accuracy leads to a error of about 5 m for heights of about ∼30 meters along the

�ow path leading to uncertainties of about 60 - 70 %. This uncertainties means that an

upper bound for the viscosity is about 4×105 Pa.s. The viscosity values are reported in

Table 9.2 (ε1 and ζ1). Since the e�usion was likely underestimated, as stated above, and

that this term is found at the denominator of the Je�rey's equation, the viscosities could

be lower than our estimate, but not larger.

The yield strengths are �nally estimated from equations (3) and (4) for all the �ows.

Propagating the geometric errors, we found 128 ± 18 Pa and 266 ± 81 Pa from equation

(3) and (4), respectively for the �ow ε1. For the �ow ε2, we found 164 ± 23 Pa and

469± 144 Pa from equation (3) and (4), respectively. The uncertainties associated to each

method can not explain the discrepancy between the results obtained from the di�erent

Bingham equations. Thus, for the average values reported in Table 9.2, we consider large

error bars including almost the full range of yield stresses obtained from the two di�erent

Bingham equations.

Leveed lava �ows Two leveed lava �ows have been found in the Cerberus unit. Figure

9.5 presents the lava �ow located at Amazonis Planitia and two altimetric pro�les showing

the levees on both sides of the central channel. The Graetz (1) and the Je�rey's (3)

equations have been used to derived the e�usion and viscosity reported in Table 9.2. The

errors for width and lengths are 1 km. For Amazonis, the roughness of the �ow led us to

consider also a height uncertainty of 5 meters. However, the smoothness of the surface of

the �ow in the Cerberus unit led us to consider a better height uncertainty of 0.5 meter.

These uncertainties propagate into a formal uncertainty of about 45 % on the e�usion

rate. For the viscosity, errors of 169 % and 120 % are obtained for Amazonis and Cerberus,

respectivily. This implies that the viscosity have a maximum value of 3.2 ×103 Pa and

2 Pa for Amazonis and Cerberus, respectively. The very low viscosity obtained for the

Cerberus �ow is a direct consequence of its extremely low thickness. For the Cerberus

�ow, the yield strengths are derived from the average of estimations using equation (3),

(4) and (5) propagating the errors as before. We �nd 6 ± 1.5 Pa.s, 7.3 ± 5 Pa.s and 2

± 0.5 Pa.s from equations (3), (4), (5), respectively. The errors are comparable to the

RMS values obtained for the di�erent measurements using each equation (1.5, 5, and 0.5

Pa.s, for the equations (3), (4), (5) respectively). For the Amazonis �ow, we �nd 37 ± 15

Pa.s, 48 ± 49 Pa.s and 19 ± 4 Pa.s from equations (3), (4), (5), respectively. The errors

are also comparable to the RMS values (16, 48, and 10 Pa.s, for the equations (3), (4),

(5) respectively). The fact that the di�erences between measurements made on di�erent

places along the �ow are bounded within the formal geometric errors propagation suggests


a relatively stable yield strength along the �ow, in the case of leveed lava �ows. Average

values of yield strength and errors are reported in Table 9.2. The �nal yield strength error

εσ comes from :

εσ =

√√√√1

3

3∑i=1

εσ,i (9.27)

where εσ,i refers to the errors associated to each of the Bingham equations (3),(4) and (5).

9.3.1.2 Small lava �ows forming the shield volcanoes

11 small lava �ows located on the slopes of the low shield volcanoes have been identi�ed

(cf. ??). As above, the measurements are presented in Figure 9.4. Graetz number and

Je�rey's equations are used as before to constrain the e�usion rates and the viscosities.

The resuts are presented in Table 9.2. Considering errors of 20 meters for the widths, 20

meters for the lengths, and 1 meter for the heights, the errors on the �ow rate about 50

% and the error on the viscosities are about 200 %. For the yield strength, as before, the

large uncertainties result from the discrepancies between the di�erent Bingham equations

with RMS is reported in Table 9.2. In this case, some of the �ows are also covered by

younger �ows and lengths should be considered as minimum estimates. In addtion, the

resolution of MOLA data does not resolve the topography of these �ows. Finally, detailed

inspection of topographic data reveals that the lava �ows are not likely thicker than two

meters. As a direct consequence, a maximum estimation of the height in addition to a

minimum estimation of the length implies that e�usion rates should be considered as

lower bound. Finally, the viscosity derived for the low volcano shields range from 58 Pa.s

to 2.3 × 103 Pa.s and represents, like for the large lava �ows, maximum estimations of the

actual value. In order to check the validity of those low viscosities, we estimate the typical

time of emplacement of lava �ows located on the volcano A1. With a volume of about

9.2 × 107 m3 and an e�usion rate of 2000 m3/s (Table 9.2), the time of emplacement is

about 12 hours, corresponding to a velocity of 2.3 m/s. This velocity is totally consistent

with the velocity of a �uid with a viscosity of about 60 Pa.s �owing over the 0.15o slope

of this volcano.

The yield strengths are estimated from equations (3) and (4) for all the �ows. Among

the 11 lava �ows, the �ows A1 and A2 exhibit levees and the estimated yield strengths

result from the average of equation (3), (4) and (5). The yield strengths values are reported

in Table 9.2.

9.3.2 The shape of the shield volcanoes at Cerberus

North-south and east-west topographic pro�les on the shield volcanoes were �tted to

the theoretical shape. The distance to the center is �rst converted to a non-dimensional

The shape of the shield volcanoes at Cerberus 189

Fig. 9.5 � THEMIS IR-Day mosaic of a leveed lava �ow belonging to the Cerberus unit(cf. Vaucher et. al [2007]) and located in Amazonis Planitia.The black dashed lines denotethe locations of our measurments of the �ow widths, the levees widths and the heights ofthe �ow. Dashed lines denote the locations of our geometric measurements of widths.


Larg

eFlow

E�usio

nRate,

QVisco

sity,µ

Q×

µAverag

eRMS

Number

(m3.s −

1)(Pa.s)

(J)

Yield

Stren

gth

(Pa)

Yield

Stren

gth

ε19,836

2.54E

+5

197

98

ζ13,970

2.48E

+5

316

215

Flow

onshield

volcan

oes

number

α1

1,241

67

8.31E

+4

87

65

α2

2,870

58

1.65E

+5

162

168

β1

610

2.13E

+2

1.29E

+5

84

61

β2

36

1.87E

+3

6.73E

+4

103

34

β3

30

2.31E

+3

6.81E

+4

102

35

β4

95

8.24E

+2

7.86E

+4

97

42

β5

124

1.14E

+3

1.42E

+5

82

64

β6

88

1.15E

+3

1.01E

+5

90

53

γ1742

1.34E

+2

9.95E

+4

41

24

γ2179

4.28E

+2

7.66E

+4

45

19

δ1512

1.35E

+2

6.92E

+4

47

16

Leveed

�ow

sfro

mCerb

erusUnit

inAmazo

nisPlan

itia79,413

1.22E

+3

31

13

inCerb

erusPlain

s39,580

14

1

Tab.9.2

�Rheological

parameter

deducedfor

thelava

�owslocated

onthe

slopes

ofshield-volcanoes,

forthe

massive

lava�ow

ingin

theCerb

erusplains,

andfor

theleveed

lavachannel

locatedin

Cerb

erusplains

andAmazonis

Planitia.


radius η assuming that the pro�le given by (6) extends from the summit to the base of

the volcano. Since f = 0 for η = 1.16, the distance from the base of the volcano to the

center of the volcano is simply multiplied by 1.16 and divided by the maximum distance

radius. Then, a minimization of the following function for the parameter α is performed :

F =n∑

i=0

(αh(ηi)− fi(ηi))2 (9.28)

Where fi, ηi are sample points of a numerical solution of equation (9.24), h(ηi) is the

height of the volcano with respect to its base at the non-dimensional radius ηi and n is

the number of these points. The coe�cient α corresponds to the term in factor of h in the

equation (9.24). In addition, it is possible to estimate the average value of the volcano

e�usion rate by viscosity (Qv × µ) from the least square �t of α :

µQv =kρg

α2(9.29)

The north-south and east-west topographic pro�les of the �ve volcanoes A1, B, C, D,

E are given in Figure 9.6 with the theoretical �t. A very good �t is achieved for volcano

E, while the slope of the other volcanoes appears to be systemicatically steeper than

the theoretical pro�le. The comparison of the theoritical shape with the actual shape of

the volcanoes suggest that the actual base of the shields can not be observed, and was

embayed and burried by more recent lava �ow. Such stratigraphic relationships have been

established only for the volcanoes A1 and B, but could not be inferred from the images of

the other shields. This hypothesis has been tested with the volcano C and a better �t can

be found assuming the burial of the base of the volcano by 70 meters of lava (Figure 9.7).

This estimate is conistent with the modeling of the lava thicknesses in the Cerberus basin

ranging from about 50 meters to one hundred meters in this region [Vaucher et. al, 2007 ;

Lanagan, 2004], assuming the shield emplaced directly on the prevolcanic surface. The

volcano E is the youngest of the volcanoe (see ages in Vaucher et. al [2007]) and has

then probably not been extensively buried by younger lavas. Other evidence for shield

volcanoes postdating the smooth plains has been already found, but for smaller edi�ces

than volcano E [Vaucher et. al, 2007].

The results are reported in Table 9.3. The estimations are quite homogeneous sugges-

ting the all the shield volcanoes have similar characteristics and eruption history. Except

for volcano E, it is suspected that the base of the volcano is burried by more recent lava

�ows. Then, the results should be considered as lower bounds. For the volcano C (north-

south pro�le), we were able to adjust the �t to determine a depth of burrial consistent

with independent estimations in this region. Then, the product of lava viscosity × �ow

rate (in bold characters in Table 9.3) could be directly compared to the estimation for

the volcano E. According to the model of Turcotte and Schubert [2002] the �ow rate cor-


Fig. 9.6 � Comparison to the topographic pro�les of shield volcanoes (plain lines) withthe theoretical shape of shield volcanoes inferred from the emplacement of lava �ows in aporous media from (diamonds) [Turcotte and Schubert, 2002]. One N-S pro�le (left) andone E-W pro�le are �tted for each of the volcanoe, A1, B, C, D, E. Some �t suggest thatthe base of volcanoes might be burried under lava �ow post-dating their formation, as inparticular the volcano C (see Figure 9.7). This situation may imply on underestimationof the corresponding average e�usion rate.


Fig. 9.7 � Comparison to the topographic pro�le of the shield volcanoe (C) (plain lines)with the theoretical shape of shield volcanoes inferred from the emplacement of lava �owsin a porous media from (diamonds) [Turcotte and Schubert, 2002] assuming that part ofthe volcano is burried by more rcecent lava �ow. A excellent �t is achieved if we assumethat the shield volcano is burried by a layer of 70 meters thick lava. This depth is also inexcellent agreement with the modeling of the lava thickness achieved in Vaucher [2007]this area, which is about 100 meters. It true, the volcano C would have a diameter at itsbase of 155 km and a relief of 190 meters.


Volcano Pro�le Q×µ Error(J)

A N-S 3.28E+8 2.6E+6A E-W 4.69E+8 1.6E+6B N-S 1.18E+8 1.7E+6B E-W 1.68E+8 1.30E+5C N-S 9.33E+8 2.2E+5C E-W 5.55E+8 1.6E+6D N-S 2.97E+8 5.4E+6D E-W 5.41E+8 2.8E+6E N-S 3.82E+8 7.7E+6E E-W 7.36E+8 5.4E+6

Tab. 9.3 � Rheological parameter deduced from the ideal volcano shape model. Pro�lenorth-south and east-west have been used over the sudied volcanoes. The values in boldrefer to the total volume of the volcano circumvented by the lavas.

responds to a continuous feeding of the volcano. In reality, the volcano is built by the

accumulation of individual lava �ows, with a sequence of several periods of activity and

quiescience. The �ow rate inferred from this method would thus re�ect an average �ow

rate during the periods of activity.

In the following paragraph, we check the consistency between the �ow rate (the vis-

cosity used are the previous estimates by Je�rey's equation) of the volcano Qv and the

�ow rate of individual lava �ows Qc composing it. The volume of the volcano Vv can be

simply written as :

Vv = Qv ∗ T (9.30)

where T is the total time of activity. Then, considering individual lava �ows, the

volume of the volcano can be also written :

Vv =∫ T

0Qc ∗ n(t)dt (9.31)

where n(t) is the number of lava �ows as a function of time. Assuming that the number

of lava �ow is steady, we write :

Vv = QcnT (9.32)

This implies that the number of lava �ows composing the shield can be estimated from

the following ratio :

n =Qv

Qc

(9.33)

This ratio is equal to about 3200 and 10600 for the volcanoes A1 and C, respectively. From

195

our observations, we consider that the average volume of individual lava �ows composing

the low shields range from 1 × 107 m3 to 2 × 108 m3. The volumes of A1 and C are 1.4

× 1011 m3 and 1.79 × 1012 m3, respectively. In consequence, the number of lava �ows

should range from 700 to 14000 for volcano A1 and from 8900 to 180000 for volcano C.

This range of value is consistent with the calculations from the �ow rates.

9.4 Discussion

The Cerberus plains consist in a unique type of volcanism for several aspects. The

topography displays the lowest roughness on Mars at the kilometer scale. This surface

property results both from the absence of impact craters and from the low roughness

of the lava �ow themselves [Kreslavsky and Head, 2000]. The repeated erutpions, over

more than 200 millions years [Vaucher et al., 2007] were never able to build a large

volcanic edi�ce, the volcanic material simply �lling depressions. This volcanic activity is

the youngest of Mars [Berman, 2002 ; Vaucher, 2007]. It started thus signi�cantly after

the formation of the major volcanoes of Mars and was probably contemporaneous of the

late volcanic activity found occasionnally on the �anks or calderas or some of the Montes

[Neukum et. al, 2004].

This papers presented several measurements of the rheology of various volcanic �ows

following an approach identical to the study of lava �ows on Ascraeus by Hiesinger et

al., [2007]. It reveals that the volcanic material on Cerberus can be described by two

types of rheology. The �rst group is composed by the large lava �ows with a viscosity of

∼2.5×105 and a yield strength ranging from 100 to 500 Pa. The second group includes (1)

the lava �ows of the shield volcanoes and the large leveed lava channels on the plains. The

viscosity of all these �ows are below 103 Pa.s, and their yield strength is typically a few

tens of Pa, and never higher 150 Pa. The presence of two rheologies can be illustrated by

the represention of the height versus width of lava �ows according to the Bingham model

(equation 4) on which we superpose our measurments (Figure 9.9). Each line represents

the possible values of heigth and width for a given yield strength. We note that the leveed

lava �ows on the plains and the lava �ows on the shield volcanoes are indeed on the same

line, despite their di�erent size, which results from a di�erent eruption rate.

The viscosity of the large lava �ows are in the viscosity range of other martian lava

�ows estimates compiled by Hiesinger, [2007] but the second group of low viscosities

is unique, given the present analyses of di�erent lava �ows in various regions of Mars.

However, it is of note that such low viscosities are also unusual on Earth, but are reported

in various environnement (e.g., carbonatitic lava, or komatites).

Thus, the Cerberus lava are both the younger volcanic �ow on Mars, and probably the

most �uid lavas. The fact raises a fundamental question which has possibly implications for

196 Discussion

Fig. 9.8 � Synthesis of joint Yield strength (Pa) and Viscosity (Pa.s) measurementsavailable on terrestrial planets. The measurements are indicated by crosses and solidsquares for the Earth, triangle and dashed-dotted squares for the Moon, little squaresfor Venus and diamonds and dashed squares for Mars. The measurements done in thisstudy are represented by stars and dotted squares. The labels V, C and M near the starsrespectivelly refer to small lava �ows found on shield volcanoes, to leveed lava �ows inAmazonis planitia and Cerberus bassin, and to massive lava �ows on the Cerberus plains.The values plotted from this study are listed in Table 1.

197

Fig. 9.9 � Representation of the height of the lava �ows versus its width for di�erentyield strength according to the Bingham model. The heights and widths of the lava �owsstudied here are plotted. This graph shows two groups of lava rheology. The �rst one iscomposed by the large lava �ows. The second one is composed by the leveed lava �ows onthe plain and by the lava �ows on the shield volcanoes. The rheology of the second groupis more �uid.

198 Discussion

the understanding of the thermal and volcanic activity of the planet : how it is possible to

form and emplace lava which are more �uid than elsewhere on Mars given the progressive

cooling and thickening of the lithosphere of the planet ? This discussion focuses �rst on

the degree of partial melting of the Cerberus lava. Given the constrained of the degree

of partial melting, several hypotheses for the formation of these low viscosity lavas are

discussed.

9.4.1 The degree of partial melting at Cerberus : high or low ?

As shown by McGovern et al. [2002, 2004] from gravity/topography admittances, the

heat �ow rate at the surface of Mars has decreased from more than 30 mW/m2 at the early

Hesperian to less then 10 mW/m2 for the late Amazonian. This decrease of heat �ow rate

implies a thicknening of the lithosphere from about 100 kilometers in the Noachian period

to more than 300 kilometers today. In addition, the crust at Cerberus [Neumann et. al,

2004] is relatively thin in comparison to crustal thickness under the Tharsis or Elysium

volcanoes. Since the crust has a lower thermal conductivity than the mantle [Petitjean

et al., 2005], this e�ect would also tend to produce a relatively thicker lithosphere in

comparison to the average thickness of the present martian lithosphere. The presence of

a thicker lithosphere has two e�ect on the partial melting of the mantle during adiabatic

decompression of upwelling material : the zone of partial melting would be relatively

deeper and the degree of partial melting would be relatively lower (Figure 9.10).The

surface a�ected by eruptions suggests a lateraly widespread region for the magma source

extending from the South of Elyisum to the North of Medusae formation. However, the

volume of lava is about the same as Elysium Mons edi�ce (1.3×105 km3 to 1.7×105 km3)

[Vaucher et. al, 2007] but smaller compared to other major edi�ces (in general greater

than 106 m3) and the ratio volume/surface (the average thickness of the lava unit) is

about 100 meter, which is thus also consistent with a low degree of partial melting.

The amount of incompatibles elements in the melts are also considered as a proxy

for the degree of partial melting. However, potassium and thorium maps from the GRS

measurments are not particularly higher at Cerberus compared to other volcanic landforms

[http ://grs.lpl.arizona.edu/latestresults.jsp], which could be interpreted as not in favor of

a particularly low degree of partial metling. However, such an interpretation of potassium

and thorium estimates between Cerberus and other volcanic regions assumes that the

mantle composition in incompatible elements is constant and equal to that of the primitive

mantle or eventually to that of the mantle after the formation of the Noachian crust. As

Cerberus is the youngest volcanic province on Mars, it is likely that magma formed from a

depleted mantle, yielding the possibility that the concentration of incompatible elements

in recent magmas results from a low degree partial melting of a depleted mantle. As the

concentration of the present mantle of Mars is not available, there is no direct indication

The degree of partial melting at Cerberus : high or low ? 199

Fig. 9.10 � Illustration of the possible origin of lower partial melting under thick lithos-phere. The lithosphere, which base is the 1300oC thermal boundary, is supposed thinnerduring Noachian period than during Amazonian period, yielding to greater partial mel-ting during the Noachian (light grey) than during the Amazonian (dark grey). Thus it islikely that the current martian volcanism results from low partial melting considering thecurrent martian lithosphere thickness.

200 Discussion

of the actual degree of partial melting at Cerberus. However, both the thickening of the

lithosphere with time and the surface/volume ratio both suggest a lower degree of partial

melting associated to the Cerberus lava.

9.4.2 How �uid lavas can form in the present martian conditions ?

Assuming that Cerberus lava results from a low degree of partial melting of the mantle,

the hypothesis to form low viscosities lava can be divided into two groups. (1) the liquid

fraction of the magma has a particularly low viscosity resulting from its temperature or

composition, (2) the crystal content of the magma is low and the crystal growth rate

remains low during the emplacement of the lava, the viscosity of the lava beeing essential

controlled in this case by the lower viscosity of the liquid fraction. In the �rst case,

it is clear that high temperatures may produce very low viscosity liquid fractions as

experiments on peridotite shows that viscosities can be as low as 10−1 Pa.s when near

liquidus temperature [Dingwell et al., 2004]. In the case we assume of low degree of partial

melting, the thermodynamical simulation presented in [El Maarry et. al, 2007] shows

that melt with relatively lower Si-concentration will be formed considering the primitive

martian mantle composition of Dreibus and Wanke. However, the GRS readings on the

Cerberus regions show intermediate values when compared to other volcanic landforms,

while the lowest Si concentration are found in the Tharsis regions, where the viscosity of

basaltic �ows are higher. A particularly low Si concentration is thus not likely to explain

alone the low viscosity of the Cerberus lavas. An increased abundance of magnesium in the

lava may also reduce the viscosity. Since this element is refractory, an increase abundance

of magnesium in the lava, may result from the melting of a residual mantle enriched in

magnesium after multiple episods of melt extraction.

In the second case, a low crystal content or a lower crystal growth rate during the lava

�ow emplacement could be induced if considering a magma with a high concentration

of dissolved water. The presence of dissolved water in the melt results in the occurrence

of H2O molecules and -OH free radicals. Consider the case when H2O is released by

nucleation and the magma is degassed, the remaining -OH radicals break the SiO2 polymer

chains and decrease the viscosity melt value from several orders of magnitude even for very

little amount of water in the source magma[Whittington et al., 2000, 2001, 2004]. We do

not see at this stage a particular reason for the presence of a water-rich source of magma

below Cerberus. The progressive depletion of the water content of the upper mantle is

even against thy hypothesis. However, the Cerberus volcanic events are associated with the

release of large amount of water (e.g., Grjota' and Athabasca vallis) while it is di�cult to

explain the presence of such amount of water in subsurface in equatorial regions without

invoking a mechanism of ice-replenishment of the crust. The hypothesis of water-rich

magma o�ers thus the possibility to explain both the presence of low viscosity lava, and the

Conclusion 201

simultaneous presence of large amount of volatiles in the Cerberus Martian crust. Indeed,

outgassing water-rich magmas can produce large amout of H20 vapor, recondensing in the

crust after the magma ascent. Indeed considering that the volume of ignenous intrusions

associated to the Cerberus volcanism could be about ten times more voluminous than

the total volume of lava �ow (about 1.5×105 km3), and given possible ranges of water

concentrations [Wislon and Head, 1994], this magmatism could thus represent a signi�cant

contribution to the ice-enrichment of the crust at Cerberus, ranging from about 103 to

few 104 of km3 of H20. Finally, some minor elements are known to modify the viscosity of

polymerized silicate melts. For instance, phosphorus, an incompatible elemement which

is probably in higher concentration in the mantle of Mars than on the Earth [Bertka and

Frei, 1998], would be more abundant in the volcanic rocks. This chemical element has

the potential to delay the crytallisation of the magma by lowering the temperature of the

liquidus [Toplis and Dingwell, 1996]. However, as Cerberus lava formed probably from

a depleted mantle, and as the amount of other incompatible elements measured by the

GRS instruments are not particularly high, it is unlikely that the amount of phosphorus

in Cerberus lava is higher than in the other volcanic �ows on Mars. A combination of

these hypotheses may be invoked to explain the presence of very �uid lavas.

9.4.3 Conclusion

We estimated the rheological parameters of several types of lava �ows belonging to the

region of Cerberus. The acquisition, from remote sensing methodology, included Bingham

model, Je�rey's equation, Graetz number, and a new application of a ideal volcano shape

model to the volcanic edi�ces of Cerberus. Those methods are adapted for the lava �ow

on Earth and their application may not give correct absolute values on Mars. However,

the comparison of the derived values on Cerberus is possible relative to studied lava �ows

on other martian areas. The results show two types of rheology which are independent of

the e�usion rate : (1) Lava �ows with viscosity values about 105 Pa.s, which are in the

range of the previous martian lava rheological characteristics like Ascraeus Mons. (2) Lava

�ows with the lowest martian viscosity up to date, with values below ∼103 Pa.s. Error

on the viscosity values are large but since the di�erence is about two order of magnitude

with other martian lavas, we consider it to be signi�cative. Even if the Cerberus area is

the smoothest on the kilometers scale on Mars, considering the relatively few number of

lava �ows studied on Mars with those methods, we cannot exclude the possibility for lavas

with lowest viscosity to occur on the martian surface. The reasons for the occurrence of

such �uid lavas on Cerberus plains have been discussed in details regarding the physical

and chemical constrains at Cerberus. It appears that the �uid lava �ows may result

from a combinaison of several parameters : a thick present lithosphere associated with the

Cerberus event implies a low degree of partial melting and a low Si content in the magma,

202 Discussion

the abundance of H2O in the magma, and the abundance of phosphorus in the lava from

the martian mantle composition. As all these e�ects are likely to operate in martian lavas,

it is not yet possible to decide which is the dominant one in the case of Cerberus. With the

hypothesis concerning the role of water in the formation of �uid lavas, this study raises

the question of the present amount of water in the mantle, and on the role of volcanism

for the enrichment and replenishment of the crust in volatiles. The release of water by

recent magmatism has also important implications about its contribution to the present

composition of the atmosphere and in particular to the present concentration of water

vapor.

Il parait très probable que, tôt ou tard, nous �nirons par

trouver, quelque part dans les profondeurs de l'espace,

d'autres êtres intelligents.

Carl Sagan 10Conclusion

Cette étude de la surface martienne, et en particulier de son volcanisme, fait état d'une

province géologique aux caractéristiques uniques : les plaines de Cerberus. Les morpholo-

gies sont issues des intéractions entre les processus volcaniques, tectoniques et �uviatiles.

Ces di�érents événements se sont déroulés probablement sous les mêmes contraintes tec-

toniques sur l'ensemble de la zone comme le suggèrent l'orientation des structures et leurs

relations stratigraphiques. Les âges dérivés par comptage de cratères et la faible rugo-

sité des plaines de Cerberus à l'échelle kilométrique, indiquent des surfaces très récentes

dans l'histoire martienne, dont les plus jeunes sont estimées autour de quelques millions

d'années. Ce travail a décrit dans l'espace et dans le temps les processus géophysiques

de surface complexes et récents ayant formé et/ou modi�é les plaines de Cerberus, en

particulier les processus volcaniques e�usifs et explosifs, les processus �uviatiles et les

processus éoliens.

La première partie de ce travail de thèse a donc été de réaliser une cartographie des

plaines de Cerberus à partir de toutes les données visibles (MOC, THEMIS, HRSC),

thermiques (THEMIS), topographiques (MOLA) et spectroscopiques (OMEGA) dispo-

nibles pour localiser les surfaces a�ectées par les di�érents processus, et pour présenter

une chronologie de ces événements. Cet exercice a permis d'o�rir un support (carte géo-

logique détaillée au 1/2 000 000) présentant une vue globale sur les di�érents processus

étudiés sporadiquement jusqu'alors, et d'embrasser l'ensemble de la région pour essayer

de comprendre son évolution. Ce faisant, cette cartographie a posé des contraintes tempo-

relles sur les e�usions de laves dont les écoulements se sont produits dans les 250 derniers

millions d'années. Il a été découvert de nombreux volcans boucliers dont les contacts

stratigraphiques avec les plaines de laves alentours ont été étudiés, documentés, ainsi que

des sources d'écoulement d'eau singulières, non discutées avant ce travail. En particulier,

certains écoulements d'eau sont systématiquement associés aux sources de laves ce qui

suggère de fortes abondances en glace dans le sous-sol de la région, fondue au moment de

l'ascension des magmas. Le volume des produits volcaniques mis en place en surface qui

203

204 CHAPITRE 10. CONCLUSION

constitue les plaines de Cerberus a été estimé avec une modélisation originale de la surface

du bassin avant son remplissage par les laves. Ce volume est compris entre 1.4×105 km3

et 1.7×105 km3, bien inférieur aux édi�ces majeurs de Tharsis (∼106 km3), mais équi-

valent au volume de l'édi�ce d'Elyium Mons (∼105 km3). Il a aussi été observé des cônes

organisés en cercles dont la morphologie apporte de nouvelles contraintes pour discuter

de leurs origines en tant que pseudo-cratères ou pingos.

A partir de cette cartographie, deux axes de recherche ont été développés : l'étude de

clastes d'origine volcanique de type cendres, téphra, ou sables transportés par le vent, et

l'étude des produits volcaniques e�usifs. Le premier axe est présenté à la suite de la carto-

graphie et a consisté à étudier les matériaux sombres présents dans la région de Cerberus.

En e�et, lorsque la poussière ne recouvre pas la surface martienne, ce sont des dépôts

sombres associés à des matériaux volcaniques qui sont observés, comme par exemple dans

le cas de Syrtis Major. En l'occurrence, ces matériaux sombres sont associés à des produits

basaltiques et à des minéraux ma�ques. Ce travail a mis en évidence la mobilité de ce

matériau sur les plaines de Cerberus par la présence de champs de dunes sur le plancher

de 4 grands cratères, ainsi que par l'orientation des dépôts derrière les obstacles, dans la

direction des vents dominants de la région. Nous avons mis en évidence que l'orientation

de ces dépôts de matériaux sombres sur le plancher des cratères est directement dépendant

de l'orientation du vent et de la morphologie des cratères. Il serait intéressant de modé-

liser le détail de la circulation d'air dans les cratères en fonction de leur géométrie pour

comprendre le rôle exact de cette dernière et pour discuter l'importance de l'érosion et de

la sédimentation éolienne dans les cratères. Une cartographie détaillée des a�eurements

de matériaux sombres et une classi�cations de leurs morphologies associées a permis de

mettre en évidence des structures localisées. Les structures érodées sont localisées dans les

chenaux �uviatiles de Grjota' Vallis et la distribution des structures sédimentaires se fait

dans une partie naturellement couverte par les vents à partir de ce point. A partir de ces

résultats nous avons proposé l'hypothèse originale que l'origine de la tâche de faible albedo

de Cerberus, soit une distribution éolienne de matériaux pyroclastiques, de type cendres

ou téphras, à partir d'une strate en subsurface qui aurait été exhumée par la formation

de Grjota' Vallis. Ces cendres volcaniques peuvent résulter d'un volcanisme explosif et

en particulier de l'intéraction glace/eau/magmas. Cependant les morphologies de ce type

d'intéractions comme les maars ou les table mountains sont étrangement quasi absentes

de Cerberus malgré les évidentes possibilités pour ce type d'intéraction sur cette région.

Le deuxième axe de recherche concerne les coulées de laves e�usives. La majorité ap-

parente des dépôts de Cerberus sont e�usifs comme en témoignent les nombreuses coulées

de laves qui composent les plaines de laves. A partir de leurs paramètres géométriques, il

est possible de caractériser leur rhéologie. La troisième partie de ce travail a mis en évi-

205

dence la coexistance de deux types de rhéologie sur les plaines de laves de Cerberus : l'une

est dans la tendance actuelle des valeurs de viscosité des laves trouvées sur d'autres édi-

�ces volcaniques martiens comme Ascraeus Mons, alors que la seconde montre des valeurs

de viscosité les plus faibles de Mars. Les hypothèses pour former des laves aussi �uides

sur Cerberus ont été discutées en fonction des contraintes physiques et chimiques sur la

zone. Il semblerait que les coulées de laves �uides résultent d'une combinaison de plu-

sieurs facteurs : la présence d'une lithopshère épaisse sous Cerberus produisant de faibles

taux de fusion partielle et des faibles concentrations de silice dans les magmas, et une

composition chimique du magma retardant la croissance des cristaux avec par exemple

l'abondance d'eau ou de phosphore. Tous ces facteurs agissent sur les laves martiennes, et

il n'est pas encore possible de déterminer lequel domine dans le cas de Cerberus. Compte

tenu de la teneur en eau des magmas sur Terre, il apparaît que l'activité magmatique

peut avoir un rôle dans le ré-enrichissement récent en eau de la croûte martienne. Tou-

tefois la présence de magmas riches en eau implique que le manteau martien a conservé

celle-ci malgré les dégazages répétés au cour de l'histoire volcanique de Mars sans mé-

canisme pour réinjecter l'eau dans le manteau. Les morphologies d'écoulement �uviatiles

omni-présentes dans la zone de Cerberus laissent suggérer que l'eau a certainement été

une contribution importante au caractère unique de Cerberus dans le volcanisme martien.

La topographie des plaines de Cerberus est quasi nulle en comparaison avec n'importe

quel autre édi�ce martien quel que soit son âge. Cette observation est en contradiction avec

la tendance qu'ont les édi�ces volcaniques martiens à devenir plus imposants à mesure

qu'ils présentent des activité récentes. Sans pourvoir expliquer pourquoi Cerberus se situe

en dehors de cette tendance, ce faît, démontré par les résultats de cette thèse interpelle

quant à l'évolution future des plaines de Cerberus. Assistera-t-on à la construction d'un

édi�ce volcanique ou au contraire, à l'étalement des phénomènes e�usifs sur une région

plus vaste ? Outre sa di�érence de morphologie et de viscosité, les plaines de Cerberus

restent l'évenement volcanique le plus récent, probablement actuel à la surface de Mars.

En considérant que le sol poreux de Cerberus est certainement riche en eau, il ne fait pas

de doute que, à court terme, les plaines de Cerberus seront une destination de choix pour

l'approvisionnement en chaleur et en eau des futures missions martiennes habitées.

206 CHAPITRE 10. CONCLUSION

We could have been on Mars in 1986, as Stephen Baxter

shows in his new book Voyage ; we can de�nitely get there

by 2026, if we want to.

Kim Stanley Robinson, Science Fiction Weekly

Interview, 1996 11Glossaire

Dé�nition des termes

Chambre magmatique : Certaine masse de magma siège de phénomènes complexes

comme des déplacements de �uides, réactions chimiques avec des roches encaissantes ou

solidi�cation, éventuellement progressive par cristallisation fractionnée.

Contrainte seuil : Contrainte limite pour un �uide de Bingham en deça de laquelle il

n'y a pas de mouvement de matière.

Cristallisation fractionnée : Cristallisation de minéraux di�érents à des moments

successifs dans un magma qui refroidit. Les premiers minéraux formés étant riches en Fe,

Mg, Ca, le magma résiduel est appauvri en ces éléments, et corrélativement enrichi en Si,

Al, K et Na.

Décompression adiabatique : Diminution de la pression à température constante.

Fluide de Bingham : Fluide dont l'écoulement est contrôlé par une contrainte seuil.

Si la contrainte cisaillante au sol est inférieure à la contrainte seuil, l'écoulement ne se fait

pas.

Fluide Newtonien : Fluide dans lequel la viscosité est indépendante de la contrainte

appliquée.

Fossa, Fossae : Terme appliqué aux réseaux de fractures et grabens, e.g. Cerberus

Fossae.

207

208 CHAPITRE 11. GLOSSAIRE

Fusion partielle : Dans une roche, cela correspond à la fusion de certains de ses mi-

néraux. La température de la roche est telle que le point de fusion de ces minéraux est

atteint, alors que celui des autres minéraux de la roche ne l'est pas. Il se forme un liquide

magmatique où des phases solides et liquides coexistent. La fusion partielle est un des pro-

cessus majeurs de la génération des magmas, qui sont très divers dans leur composition

chimique.

Lave : Magma ou roche en fusion (700oC à 1200oC en général... rarement 500oC dans

le cas des carbonatites) émis à l'état liquide ou pâteux par les volcans, et donnant géné-

ralement des coulées d'extension très variable.

liquidus : Dans un diagramme de phases, qui représente le degré de fusion d'une roche,

le liquidus est la courbe qui sépare le domaine où la phase liquide existe seule de celui où

elle coexiste avec des cristaux.

low-shield : Terme associé aux volcans boucliers de dimensions comparables à leurs

homologues terrestres (2-10 km pour la base du volcan) dont l'éponyme se trouve en

Islande (Skjaldbreidur).

Ma�que : Se dit d'une roche magmatique contenant des minéraux riches en Fe et Mg.

Magma : Mixture multi phase à haute température (au moins 600oC) qui donne des

roches par solidi�cation, soit à une certaine profondeur au cours d'un refroidissement lent

(roches plutoniques), soit en surface par un refroidissement rapide de laves (roches volca-

niques). Ce mélange est composé de solides (cristaux et fragments lithiques), de liquides

carbonatitiques ou silicatés, et de gaz riches en H-O-C-S-Cl ou de �uides supercritiques

formés par fusion partielle ou totale d'une source de matériaux parents.

Mons, Montes : Terme utilisé pour les plus gros édi�ces volcaniques (plusieurs cen-

taines de kilomètres de diamètre à la base, e.g. Tharsis Montes, Elysium Mons).

Patera, Paterae : Terme décrivant des édi�ces volcaniques plats avec des cratères de

faible profondeur et des remparts complexes.

Planitia : Terme employé pour les régions plates de l'hémisphère Nord qui s'apparentent

à des plaines.

Planum, Plana : Terme usité pour les plateaux des Highlands dans l'hémisphère Sud,

e.g. Solis Planum, Lunae Planum.

209

Rhéologie : La rhéologie est la science qui étudie les déformations et l'écoulement de

la matière. Elle a pour objet d'analyser les comportements mécaniques des substances et

d'établir leurs lois de comportement : rapports entre la viscosité, la plasticité et l'élasticité

de la matière, ainsi que le comportement de celle-ci sous l'in�uence des pressions.

Roche plutonique : Se dit des roches magmatiques qui se sont mises en place en

profondeur et qui se sont lentement refroidies, permettant la cristallisation de minéraux.

Roche volcanique : Roche magmatique qui arrive en surface lors d'une éruption et

qui au contact de l'atmosphère ou de l'eau se refroidit très rapidement.

Solidus : Dans un diagramme de phases, qui représente le degré de fusion d'une roche,

le solidus est la courbe qui sépare le domaine où la phase solide existe seule de celui où

elle coexiste avec une phase liquide.

Tholus, Tholi : Terme dé�nissant une structure volcanique plus petite (e.g., Albor

Tholi).

Viscosité : Résistance (en Pascals) qu'un corps déformable de façon permanente oppose

aux forces qui lui sont appliquées.

Viscosité relative : C'est le rapport de la viscosité d'une mixture multi phase (Solide

+ Liquide + gaz) sur la viscosité du liquide.

Volcan : Relief, généralement de forme conique constitué par l'empilement de projec-

tions et/ou de laves ayant atteint la surface de la croûte d'une planète, soit à l'air libre,

soit sous l'eau.

210 CHAPITRE 11. GLOSSAIRE

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Résumé Les plaines de laves de Cerberus sur Mars présentent des morphologies volcaniques, fluviatiles et tectoniques. Une étude détaillée de cette région a permis de compiler diverses observations dans une carte géologique dont les morphologies fluviatiles et volcaniques. Les plaines de laves sont datées au plus de 250 millions d'années, et présentent des relations stratigraphiques complexes entre les volcans boucliers et les grosses coulées de lave. Les volumes de laves ont été contraints, à l'aide d'une modélisation originale de bassin, à un maximum de 17.104 km3. La cartographie des plaines de laves à permis de développer deux axes de recherche : (1) L’étude des dépôts volcaniques éoliens. L'étude de la tâche de faible albédo de Cerberus, suggère qu'il s'agit d'une strate de cendres ou de téphras mise à jour par la formation de Grjota' Vallis, distribuée par les vents vers le sud ouest de la zone. Cette tâche est finalement un témoin possible de l’activité explosive de Cerberus. (2) l’étude des dépôts effusifs. L'étude de la rhéologie des coulées de laves met en évidence deux types de viscosités indépendantes des taux d'émission, dont une se situe dans les valeurs de viscosité trouvées sur d'autres édifices martiens (105 Pa.s), et une autre qui présente les plus faibles valeurs de viscosité sur Mars (<103 Pa.s). L’absence d’édifice majeur fait des plaines de Cerberus une province volcanique unique sur Mars, dont l’évolution future reste incertaine.

Summary

The Cerberus lava plains on Mars, present various volcanic, fluviatil and tectonic morphologies. The observations of this region have been compiled in a geological map to detail the outflow and volcanic events. The Cerberus plains are dated between 250 millions years and now, and present complex stratigraphic contacts between the low volcano shields and the large lava flows. The lava volume has been estimated around 17.104 km3 from an original basin modelling. Two research axes have been developed from the mapping of the Cerberus plains: (1) The study of the volcanic aeolian deposits. The study of the low albedo area on Cerberus suggests it is a subsurface strata of volcanic sediments, like ashes or tephras, which has been exhumed by the formation of Grjota’ Vallis, and distributed by the winds over the area. This low albedo area is a possible evidence of explosive activity in the cerberus plains. (2) The study of the effusive lava flows. The rheological properties of the Cerberus lava flows evidence two types of viscosity which are independent of the flow rates. The first viscosity values corresponds to the average vicosity values of other martian lava flows (105 Pa.s), and the second viscosity values are the lowest found on mars up to date (<103 Pa.s).

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Processus géophysiques de surface des plaines de lave de la